Ophiolite - Définition
La liste des auteurs de cet article est disponible ici.
Introduction
Les ophiolites sont un ensemble de roches appartenant à une portion de lithosphère océanique, charriée sur un continent lors d'un phénomène de convergence de deux plaques lithosphériques (par obduction).
Première présentation
Les « sutures ophiolitiques », témoins d'une fermeture océanique, prélude à la formation d'une chaîne de montagnes, s'observent dans les chaînes de collision comme les Alpes et l'Himalaya. Un des plus spectaculaires charriages d'ophiolites est celui du sultanat d'Oman. Mais ce n'est qu'un des quelque 150 complexes ophiolitiques répertoriés à travers le monde.
Les âges de ces ophiolites vont de 2 milliards d'années (au Québec) à moins de 3 millions d'années (au Chili). Dans les Alpes françaises et italiennes (Queyras, Monte Viso, Haute Ubaye), les ophiolites, reliques du plancher océanique de la Téthys alpine, ont environ 160 millions d'années ; leur obduction sur la lithosphère continentale est un épisode de l'orogenèse alpine ; tandis que celles de Chamrousse, près de Grenoble, remontent à 400 millions d'années et ont été charriées sur le continent lors de l'orogenèse hercynienne.
Le mot grec ophis (serpent) se retrouve dans le nom des ophiolites, parce que la texture superficielle de certaines d'entre elles (la serpentine notamment) évoque une peau de serpent. L'origine de ces roches, présentes dans de nombreux massifs montagneux, est restée incertaine jusqu'à l'avènement de la tectonique des plaques.
Genèse
Le développement des recherches océanographiques à partir de 1945 a conduit, au début des années 1960, à l'élaboration de la théorie de la tectonique des plaques, véritable révolution dans le domaine de la géologie. Un ensemble de cartes des fonds océaniques a été dressé, faisant apparaître le réseau interconnecté des dorsales (ou rides) océaniques, réseau qui s'étend sur environ 75000 km. L'expansion des fonds océaniques à partir des dorsales a été prouvée par la découverte d'anomalies magnétiques alternées, traces des alternances passées du champ magnétique terrestre fossilisées dans le basalte de la croûte océanique.
La structure de cette croûte a pu être précisée par des sondages et par des campagnes d'exploration menées par des sous-marins (sous-marin américain Alvin, sous-marin français Nautile), notamment le long des failles transformantes. Le manteau supérieur, sous-jacent à la croûte, a pu être atteint, 6 km environ sous la surface de celle-ci. Il est formé de péridotites, généralement altérées, au niveau des failles transformantes, en serpentinites par altération hydrothermale. Séparés de ces péridotites par la discontinuité de Mohorovicic (ou Moho), des gabbros lités forment le plancher de la croûte proprement dite. Au-dessus des gabbros lités se rencontre une zone de gabbros isotropes. Des filons basaltiques généralement verticaux, intrusifs les uns dans les autres ("complexe filonien") s'y enracinent. Ces filons sont surmontés par des coulées de laves basaltiques qui prennent à la surface de la croûte des formes "en coussin", "en polochon" ou "en tube" (pillow lavas).
Une dorsale ou ride médio-océanique est formée par une remontée convective du manteau plastique (asthénosphère). Les conditions de pression et de température permettent un début de fusion du manteau à partir de 75 km de profondeur. Les péridotites du manteau supérieur, productrices de basalte par fusion partielle, sont des lherzolites (olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + plagioclase). Elles forment le manteau dit "fertile". Au-dessus viennent les harzburgites (olivine + orthopyroxène + spinelle), résidu des lherzolites après extraction du liquide basaltique, puis les dunites (roches encore plus réfractaires). Ces deux dernières formes de péridotites constituent le manteau dit "appauvri". Au-dessus du Moho, à la base de la croûte, le liquide basaltique s'accumule dans une chambre magmatique (elle peut atteindre quelques dizaines de kilomètres de largeur, quelques kilomètres de hauteur) située sous la dorsale. En se refroidissant lentement (passant de 1200 degrés à 950-1000 degrés), il donne naissance aux gabbros lités. Ces gabbros, très proches chimiquement des basaltes, s'en distinguent par une cristallisation grossière, réalisée lentement à la base de la chambre magmatique, ainsi qu'au contact des parois, refroidies par la circulation hydrothermale. Ils sont surmontés par des gabbros non lités (gabbros isotropes) ayant cristallisé plus rapidement au toit de la chambre magmatique. Les basaltes du complexe filonien s'y enracinent. Ils alimentent les coulées de lave et les laves en coussin par fracturation de la partie supérieure de la croûte. L'épaisseur de la couverture basaltique (complexe filonien + coulées de lave) est de l'ordre de 2000 m. Cette couverture est elle-même recouverte par des sédiments de plaine abyssale : les radiolarites.
