Les ophiolites en 180 photos – 5/7 Le Moho

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

04/02/2019

Résumé

Le Moho pétrologique dans les ophiolites : contact entre manteau (péridotite, serpentinite, ophicalcite tectonique) et roche crustale (gabbro, basalte, ophicalcite sédimentaire, turbidite, radiolarite).


Avant-propos

Le but de cette série de sept “images de la semaine“ n'est pas d'expliquer la genèse de la lithosphère océanique, ni la mise en place des ophiolites sur les continents, ni la géologie précise des ophiolites prises en exemple, mais simplement d'être un album d'environ 180 photos (un clin d'œil au concours Ma thèse en 180 secondes), une banque de données photographiques que chacun pourra utiliser pour illustrer/démontrer ses propos. Ces images montreront divers aspects de divers cortèges ophiolitiques, ophiolites “complètes” car issues de dorsales rapides, ou beaucoup plus “réduites” car issues de dorsales lentes. Il s'agira uniquement de photos prises sur le terrain, sans photo de lame mince, sans diagramme, sans analyse chimique… On se limitera à ce qui découle de l'histoire océanique de l'ophiolite, sans aborder ce qui est lié aux phénomènes de subduction/obduction/collision. Cet album photo comporte sept semaines/chapitres : (1) le manteau, (2) les gabbros, (3) le cortège filonien, (4) les basaltes en coussins ( pillow lavas ), les coulées et les sédiments, (5) le Moho, (6) l'extension spatiale et temporelle du magmatisme, et (7) l'hydrothermalisme. Un schéma des deux types d'ophiolites sera placé à la fin de chaque article, pour que chacun puisse (1) situer les divers objets photographiés dans le(s) modèle(s), et (2) comparer réalité naturelle et modèles. Le choix des photos est forcément subjectif, intersection entre ce que je connais personnellement et ce que je pense utile à tout un chacun selon ses besoins, pour que les ophiolites ne soient pas réduites ou à un (des) modèle(s) théorique(s) ou au seul Chenaillet pour les plus chanceux qui peuvent y aller.

Sauf pour les ophiolites “françaises” (les Alpes et la Désirade en Guadeloupe), toutes les photographies de ces articles ont été prises lors d'excursions géologiques organisées par le Centre briançonnais de géologie alpine (CBGA) et encadrées par Romain Bousquet (Université de Kiel) pour Chypre, par Jean Pierre Bouillin (Université de Grenoble) pour l'ile d'Elbe, par Emmanuel Ball (Université de Montpellier) ou Aymond Baud (Université de Lausanne) pour l'Oman, et par Thierry Juteau (Université de Brest) pour la Turquie. Sans eux, je n'aurais jamais pu prendre ni commenter ces 180 photographies.

Figure 1. Images brute et interprétée du contact entre des gabbros (grisâtres, à gauche) et de la péridotite (brunâtre, à droite) juste sous le groupe de géologues, wadi Bani Kharus, Oman

Cette limite gabbro/péridotite peut être interprétée comme le Moho pétrologique. Il affleure dans la partie amont de la vallée du wadi Bani Kharus, en Oman.


Le Moho, nommé ainsi en l'honneur du croate Andrija Mohorovičić (1857-1936), correspond initialement et par définition à une limite sismologique, limite étroite présentant une accélération “brutale” de la vitesse des ondes sismiques, vitesse égale à 6 à7 km/s pour les ondes P au-dessus du Moho, vitesse supérieure à 8 km/s en dessous. Ce Moho peut correspondre à deux situations différentes :

  1. un Moho “pétrologique” où cette limite correspond à une limite entre deux roches très différentes : granite, gabbro, gneiss, roches sédimentaires… et autres roches crustales surmontant de la péridotite ;
  2. un Moho sismologique mais non pétrologique où cette limite correspond à une différence d'état, par exemple d'hydratation, au sein d'une même roche. C'est le cas d'une limite de serpentinisation au sein du manteau, avec des serpentinites surmontant une péridotite quasiment anhydre.

Dans le cas des lithosphères océaniques à croûte épaisse, le Moho que révèle la sismique correspond à un Moho pétrologique où du gabbro surmonte de la péridotite peu hydratée. Dans le cas des lithosphères océaniques à croûte mince (ou absente), comme la vitesse des ondes sismiques est voisine dans gabbro et serpentinite, et que le front de serpentinisation est souvent plus profond que la base des basaltes ou gabbros (quand il y en a), le Moho que révèle la sismique correspond à un front de serpentinisation, où de la serpentinite surmonte de la péridotite peu hydratée. Ce n'est pas un Noho pétrologique.

Le Moho n'est pas toujours une limite d'une grande netteté. Par exemple, dans les ophiolites issues de dorsales rapides, souvent le manteau supérieur juste sous la croûte magmatique est souvent assez riche en filons de gabbro, alors que la base des gabbros peut être riche en cumulats de ferromagnésiens. Dans les ophiolites issues de dorsales lentes, il y a souvent un niveau de brèches serpentineuses (les ophicalcites[1]) entre la serpentinite et les sédiments.

Nous allons voir deux types de paléo-Moho pétrologiques : le Moho d'ophiolites issues de dorsales rapides (Oman) où du gabbro repose sur de la péridotite, et le Moho d'ophiolites issues de dorsales lentes (Alpes) où ce sont des sédiments qui reposent sur de la péridotite (hydratée).

Figure 2. Vue générale sur le Moho pétrologique dans la partie amont du wadi Bani Kharus, Oman

À gauche, les gabbros, de couleur grise, à droite la péridotite de couleur plus brune. La péridotite est parcourue de filons de gabbro.


Figure 3. Le Moho pétrologique dans la partie amont du wadi Bani Kharus, Oman

À gauche, les gabbros, de couleur grise, à droite la péridotite de couleur plus brune. La péridotite est parcourue de filons de gabbro.


Figure 4. Vue rapprochée sur le Moho pétrologique dans la partie amont du wadi Bani Kharus, Oman

À gauche, les gabbros, de couleur grise, à droite la péridotite de couleur plus brune. La péridotite est parcourue de filons de gabbro.


Figure 5. Zoom sur le Moho pétrologique dans la partie amont du wadi Bani Kharus, Oman

À gauche, les gabbros, de couleur grise, à droite la péridotite de couleur plus brune. La péridotite est parcourue de filons de gabbro.


Figure 6. Contact entre gabbros (clairs, en haut) et péridotite (plus sombre, en bas), vues brute et interprétées, partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

Cette limite gabbro/péridotite peut être interprétée comme le Moho pétrologique. Il affleure dans la partie aval de la vallée du wadi Bani Kharus, à 4 km en aval des images précédentes.


Figure 7. Vue sur le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman


Figure 8. Le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

On peut noter le caractère lité des gabbros.


Figure 9. Zoom sur le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

On peut noter le caractère lité des gabbros.


Figure 10. Le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

On peut noter le caractère lité des gabbros dans les vues rapprochées.


Figure 11. Autre vue sur le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

On peut noter le caractère lité des gabbros.


Figure 12. Vue avec un peu de recul sur le Moho de la partie aval du wadi Bani Kharus, Oman

On peut noter le caractère lité des gabbros.


Figure 13. Vue large sur le Moho de la partie aval de la vallée du wadi Bani Kharus, Oman


Au début des années 1970, la somme de toutes les données géophysiques et géologiques a permis d'établir le modèle de la tectonique des plaques. La sismologie avait montré que sous les océans le Moho était partout entre 5 et 7 km sous le plancher océanique. Les dragages au niveau des dorsales remontaient toujours des basaltes. L'exploration des massifs qu'on appelait des ophiolites depuis des dizaines d'années, en particulier les ophiolites de Chypre, de Grèce et de Yougoslavie, ophiolites peu affectées par la tectonique «“alpine”, montraient des caractéristiques physiques (épaisseur, nature des roches du sommet, vitesse de propagation des ondes sismiques dans les différentes couches en particulier celle de la base…) qui les faisaient ressembler à la partie superficielle de la lithosphère océanique. Ainsi est née l'analogie (toujours valable) « ophiolites = sommet de la lithosphère océanique ». Il y avait bien à l'époque des « vieux géologues de terrains » qui faisaient remarquer que dans les ophiolites, parfois, les sédiments reposaient sur la péridotite, que l'épaisseur de 5 à 7 km de la croute révélée par la sismique sous tous les océans ne se retrouvaient pas pour toutes les ophiolites… Mais ces « vieux géologues de terrains » niaient parfois la tectonique des plaques, et on ne les écoutait pas. Quand, en 1975, j'étais étudiant en M1 (selon la terminologie actuelle), mes professeurs nous ont montré le Chenaillet. Et le modèle d'une croûte de 5 à 7 km était tellement “obligatoire” que, pour expliquer la très faible épaisseur des gabbros (moins de 200 m) et l'absence de cortège filonien au Chenaillet, on nous disait que des failles, lors de l'obduction, avaient fait disparaitre les 4/5 des gabbros et la totalité du cortège filonien. On ne nous avait pas montré ces failles. Et quand en 1978 on dragua de la serpentinite au fond de l'Atlantique, l'impérialisme du modèle « croûte océanique = basalte + filon + gabbro = 5 à 7 km » était tel qu'on a proposé un temps que ces affleurements de serpentinite étaient dus à des diapirs de manteau hydraté “crevant” la croute “normale”, la serpentinite étant peu dense et très ductile. Il a fallu attendre le début des années 1980 pour qu'on comprenne qu'une dorsale très lente pouvait (1) ne produire que très peu de roches magmatiques sous forme de petits volcans sous-marins isolés et d'intrusions intra-mantelliques limitées de gabbro, (2) mettre à nu le manteau par le jeu de failles normales à faible pendage (faille de détachement).

On a également compris pourquoi la sismique montrait partout un Moho à 5-7 km sous le fond des océans actuels (sédiments non compris) alors que la partie magmatique (gabbro + filons+ basalte) y a une épaisseur variant de 0 à 7 km : la vitesse des ondes sismiques dans la serpentine est environ la même que dans les gabbros ou les basaltes. Le Moho sismologique à 5-7 km de profondeur sous les océans à dorsale lente ne correspond pas à la limite gabbro/manteau, mais à la base du front de serpentinisation.

Pour ces fonds océaniques sans basalte et/ou sans gabbro, la croûte au sens pétrologique est souvent réduite aux sédiments qui se sont déposés sur le manteau serpentinisé.

Figure 14. Image et coupe d'un fond océanique au niveau d'une dorsale lente dans l'océan Indien

La majorité de la surface représentée est occupée par des serpentinites (π), localement recouverte de basalte (α, en rouge). Deux petites intrusions de gabbro dénudées par les failles de détachement ont été représentées (γ, en violet). Le trajet indiqué “Che.” sur la coupe n'est pas sans rappeler la célèbre coupe du Chenaillet.

SWIR = South-Western Indian Ridge = dorsale Sud-Ouest indienne.


Figure 15. Vues brute et interprétée de la côte Sud de l'ile d'Elbe (Italie) ou des sédiments (argiles turbiditiques) recouvrent des serpentinites

Ces sédiments ne correspondent pas à des sédiments pélagiques classiques du milieu d'un vaste océan, mais à l'arrivée de coulées turbiditiques et de slumps venant du prisme d'accrétion voisin et recouvrant le fond océanique péridotitique en cours d'enfouissement. Mais comme les sédiments sont des “roches crustales” et que les serpentinites des roches mantelliques, on a là un bel affleurement d'un paléo-Moho pétrologique. Les ophiolites de l'ile d'Elbe ne sont pas constituées exclusivement de serpentinites. On y trouve aussi, comme au Chenaillet, des petits massifs de gabbro et de très belles laves en coussins ou pillow lavas (cf. La « Madone des pillows », Marciana Marina, île d'Elbe (Italie) ).


Figure 16. Vue d'ensemble sur les brèches serpentineuses situées sous les argiles turbiditiques de la côte Sud de l'ile d'Elbe

Les brèches serpentineuses du premier plan ne contiennent quasiment pas de carbonates. Celles du deuxième plan en contiennent déjà beaucoup. Celles situées au-delà du personnage sont plus riches en carbonates qu'en serpentines.


Figure 17. Brèche serpentineuse (ophicalcite) d'origine tectonique très probable (associée à une faille de détachement), ile d'Elbe

Ce serait donc une ophicalcite de type OC1[1]. On peut comparer ces ophicalcites avec celles du Val d'Aoste (cf. Carrière de serpentinite à Chatillon, Val d'Aoste, Italie ).


Figure 18. Brèche serpentineuse (ophicalcite) d'origine tectonique très probable (associées à une faille de détachement), ile d'Elbe

Ce serait donc une ophicalcite de type OC1[1]. On peut comparer ces ophicalcites avec celles du Val d'Aoste (cf. Carrière de serpentinite à Chatillon, Val d'Aoste, Italie ).


Figure 19. Brèche serpentineuse avec une part importante de matrice carbonatée fossilifère entre les blocs de serpentinites, ile d'Elbe

La présence de fossiles dans ces carbonates prouve que cette brèche est d'origine sédimentaire (ophicalcite OC2[1]). On est là juste sur un ancien fond océanique serpentineux, où des sédiments calcaires cimentaient une brèche, probablement des éboulements au pied d'escarpements sous-marins.


Figure 20. Gros plan sur le ciment carbonaté fossilifère de la brèche serpentineuse précédente, ile d'Elbe

On reconnait nettement des microfossiles, dont une nummulite. Ces fossiles prouvent que cette brèche est d'origine sédimentaire (ophicalcite OC2[1]). On est là juste sur un ancien fond océanique serpentineux, où des sédiments calcaires cimentent une brèche, probablement des éboulements au pied d'escarpements sous-marins.


Figure 21. Autre vue de la brèche sédimentaire des images précédentes, où un ciment calcaire fossilifère englobe des blocs de serpentinite, ile d'Elbe (Italie)

Les deux photos suivantes correspondent à deux zooms juste sous le couteau de poche.


Figure 22. Vue de près sur les carbonates cimentant cette brèche à éléments de serpentinites, ile d'Elbe

La présence de nummulites prouve que ce fond océanique péridotitique était à l'affleurement (sous plusieurs centaines de mètres d'eau) durant la première moitié du Cénozoïque.


Figure 23. Zoom sur les carbonates cimentant cette brèche à éléments de serpentinites, ile d'Elbe

La présence de nummulites prouve que ce fond océanique péridotitique était à l'affleurement (sous plusieurs centaines de mètres d'eau) durant la première moitié du Cénozoïque.


Figure 24. Filon de microgranite recoupant les serpentinites, et plus haut, le Moho et les sédiments, ile d'Elbe (Italie)

Le fond océanique datant du début du Cénozoïque a été obducté dans la chaine apenninique (dont fait partie l'ile d'Elbe) à l'Oligocène-Miocène inférieur. Puis l'ensemble a subi l'extension mio-pliocène régionale (cf. Les sphérolites de wollastonite de l'ile d'Elbe (Italie), témoins métamorphiques de la mise en place d'un granitoïde pendant une extension lithosphérique ), et s'est fait intrudé par les célèbres granitoïdes d'âge miocène supérieur de l'ile d'Elbe. Un filon de granite recoupant un paléo-moho océanique !


Si votre établissement ne vous donne pas assez de crédits pour aller toucher le Moho en Oman ou à l'ile d'Elbe (bien que, pour celle-ci, ce soit bien moins cher et en Europe), on peut voir et toucher un Moho sédiments/manteau dans le massif du Chenaillet, bien que bien peu d'excursions fassent le détour là où les conditions d'affleurement sont les plus belles, au Monte Cruzore près du village de Champlas-Seguin. Le Monte Cruzore est en Italie, il est vrai, mais à seulement 10 km du circuit classique. Sur le circuit classique, on voit un contact gabbro/péridotite. Mais le gabbro forme une intrusion limitée dans le manteau et non pas une “couche” continue, et ce contact ne correspond pas à un “vrai” Moho. Au rocher de la Perdrix non loin du circuit classique, on voit très bien les sédiments (des radiolarites), assez mal le manteau, et encore plus mal le contact sédiments/manteau. À 500 m à l'Est du sommet du Mont Chenaillet, on voit du basalte reposer directement sur le manteau serpentinisé (cf. Les Pillows sur - et les filons dans - le Manteau au Chenaillet ). C'est donc un “vrai” Moho pétrologique, où du matériel crustal repose sur du matériel mantellique. Au Monte Cruzore, on voit très bien des radiolarites reposer directement sur des serpentinites, un autre type de Moho pétrologique.

Figure 25. Carte géologique du massif du Chenaillet (Hautes-Alpes et Piémont)

La flèche rouge (en haut à droite) localise le Monte Cruzore où l'on voit très bien des radiolarites posées directement sur des serpentinites, un certain type de Moho pétrologique. Le trait jaune (vers le centre) localise le trajet classique, où l'on voit bien du gabbro surmontant de la péridotite. Mais ce n'est pas là un Moho car le gabbro n'appartient pas à un niveau continu, mais au bord d'une petite intrusion intra-mantellique. Ce gabbro a été mis à nu (au fond de l'océan) vraisemblablement par une faille de détachement. Après ce détachement, un petit volcan a recouvert ce gabbro dénudé d'une couche de pillow lavas . Le trajet classique où l'on voit péridotite-gabbro-basalte en coussins pourrait faire croire qu'on a là une ophiolite “normale” (c'est-à-dire ressemblant au modèle classique des années 1970 où l'on ne connaissait que les fonds océaniques provenant de dorsales rapides), alors qu'il s'agit d'une ophiolite “réduite” issue d'une dorsale lente. Heureusement, l'absence de cortège filonien prouve que l'on a une ophiolite différente du modèle classique des années 1970. Sinon, combien se serait laissé prendre à ce piège !


Figure 26. Le contact radiolarites (en haut) / serpentinites (en bas) au Monte Cruzore (massif du Chenaillet, Italie)

Les radiolarites rouges et vertes sont assez massives. La serpentinite, plus tendre, montre une foliation replissée. Ce contact, visible entre les deux flèches bleues, qui sépare des roches crustales (radiolarites) et mantelliques (serpentinites), a la signification d'un paléo-Moho pétrologique.


Figure 27. Le contact radiolarites (en haut) / serpentinites (en bas) au Monte Cruzore (massif du Chenaillet, Italie)

Les radiolarites rouges et vertes sont assez massives. La serpentinite, plus tendre, montre une foliation replissée. Ce contact, visible entre les deux flèches bleues, qui sépare des roches crustales (radiolarites) et mantelliques (serpentinites), a la signification d'un paléo-Moho pétrologique.


Figure 28. Le contact radiolarites (en haut) / serpentinites (en bas) au Monte Cruzore (massif du Chenaillet, Italie)

Les radiolarites rouges et vertes sont assez massives. La serpentinite, plus tendre, montre une foliation replissée. Ce contact, visible entre les deux flèches bleues, qui sépare des roches crustales (radiolarites) et mantelliques (serpentinites), a la signification d'un paléo-Moho pétrologique.


Figure 29. Schémas théoriques très simplifiés des deux types extrêmes de fonds océaniques et d'ophiolites : les fonds océaniques issus de dorsale rapide (à gauche) ou lente (à droite)

Les sédiments n'ont pas été représentés. Dans les ophiolites issues de dorsales rapides, le Moho pétrologique sépare les gabbros des péridotites. Dans les ophiolites issues de dorsale lentes, comme les ophiolites des Alpes, dont le justement célèbre Chenaillet, il peut y avoir deux types de Moho pétrologiques : (1) la limite basalte en coussins / manteau quand des coulées de ces petits volcans basaltiques recouvrent les péridotites et serpentinites, (2) la limite sédiments / manteau quand les radiolarites et autres roches sédimentaires recouvrent les péridotites et serpentinites. La limite gabbro/péridotite, qui correspond à une limite d'intrusion, ne correspond pas à un Moho pour ces dorsales lentes.


Figure 30. Localisation des six ophiolites visitées dans les sept articles de cette série les ophiolites en 180 photos  : les Alpes, Chypre, la Désirade, l'ile d'Elbe, l'Oman et la Turquie




[1] Les brèches serpentineuses faites de serpentine dans un ciment calcitique sont appelées ophicalcites. On distingue 2 types d'ophicalcites, lorsque les brèches sont d'origine tectonique (cataclasites) on parle d'OC1, alors que les brèches sédimentaires sont appelées OC2.