La diversité des ophiolites

Il y a environ 150 ophiolites qui reposent sur la croûte continentale à travers le globe. Elles ont entre 2 Ga (au Québec) et 2 à 3 Ma (au Chili). On admet depuis les années 1960-70, à la suite de l'étude des ophiolites méditerranéennes (Troodos à Chypre) et de celle d'Oman, que ces ophiolites représentent des portions de lithosphère océanique mise en place tectoniquement sur la lithosphère continentale. Le charriage tectonique qui en est responsable est appelé obduction par Coleman (1971).

En 1972, les participants de la Penrose Conference proposent une définition du "log ophiolitique" qui comprend, de haut en bas :

Source - © 2001 CBGA, modifié

Figure 1. Diagramme ternaire des péridotites : Olivine-Clinopyroxène-Orthopyroxène.

Voir la galerie d'images de l'ophiolite d'Oman.

C'est sans doute ceci que l'on appelle une ophiolite "ordinaire". À la suite de cette réunion, on s'est aperçu que les ophiolites (c'est-à-dire la lithosphère océanique) pouvaient se former dans des contextes géodynamiques variés : ride océanique, mais aussi dans les bassins marginaux, d'arrière arcs… Les ophiolites sont variées, même lorsqu'elles sont formées dans un même contexte géodynamique, celui de la ride, par exemple.

La diversité des ophiolites se situe entre deux pôles extrêmes : les Lherzolite Ophiolite Types (LOT) et les Harzburgite Ophiolite Types (HOT).

Source - © 1997 A. Nicolas, Les montagnes sous la mer, BRGM

Figure 2. Profils lithosphériques comparés HOT et LOT

Les HOT ont une croûte océanique épaisse et continue et un manteau (lithosphérique) harzburgitique (péridotite à olivine et orphopyroxène dominant). C'est l'ophiolite de Troodos (ou celle d'Oman) décrite à la Penrose Conference. À l'heure actuelle la lithosphère Pacifique, formée au niveau d'une ride à croissance rapide (environ 10 cm/an), est de ce type.

Les LOT ont une croûte océanique réduite, discontinue, voire absente et un manteau lherzolitique (péridotite à olivine, orphopyroxène et clinopyroxène dominant). Ce manteau est souvent serpentinisé, car lorsque la croûte est absente, celui-ci est directement en contact avec l'eau de l'océan, car il est juste sous le plancher océanique. La serpentinisation est une transformation de la péridotite par hydratation importante. Les ophiolites alpines de France (dont le Chenaillet) sont de ce type. L'exemple actuel est la lithosphère Atlantique, formée au niveau d'une ride à croissance lente (environ 1 cm/an).

Source - © 1996 Y. Lagabrielle Figure 3. Reconstitution du fond océanique de l'océan alpin 1. lherzolite serpentinisée (manteau) 2. gabbros 3. brèche (talus de debris) 4. volcans à laves en coussins.

Source - © 2001 CBGA, modifié Figure 4. Profils lithosphériques comparés ophiolites et HOT (épaisseurs respectées)

Tous les intermédiaires sont possibles entre LOT et HOT.

L'ophiolite du Chenaillet (au Sud de Montgenèvre) dans les Alpes, n'est donc pas une ophiolite extraordinaire, mais au contraire, un magnifique exemple de LOT héritée de l'océan alpin (environ 160 Ma), avec de beaux affleurements nécessaires pour argumenter cela !

Notons, dans le Massif de Belledone près de Grenoble, l'existence de l'ophiolite de Chamrousse, plus ancienne que celle du Chenaillet (environ 500 Ma) et qui a réussi à échapper à la déformation des orogènes hercynienne et alpine.

La croûte océanique provient de la fusion partielle du manteau sous-jacent. En fonction du pourcentage de fusion partielle, le manteau sera plus (= harzburgite) ou moins (= lherzolite) "appauvri". On peut faire une relation entre ce taux de fusion, la production de magma et le volume de croûte produite : croûte importante dans les HOT, plus faible dans les LOT.

De la même manière, on peut faire une relation entre production de magma (et donc volume de croûte océanique produite) et la vitesse d'expansion de la ride. Cette vitesse horizontale est proportionnelle à la vitesse de remontée du manteau sous la ride (partie ascendante des cellules de convection). Plus ce manteau monte vite, plus le taux de fusion partielle est élevé, plus le volume de la croûte océanique sera important, plus le manteau sera appauvri.

Pour résumer, les dorsales rapides (type Pacifique) produiront des Harzburgite Ophiolite Type (HOT), les dorsales lentes (type Atlantique) produiront des Lherzolite Ophiolite Type (LOT).

Une excursion intéressante peut se faire, au départ de Cervières, sur l'arête SW du Chenaillet que l'on continuera jusqu'au Col du Chenaillet et éventuellement jusqu'au Collet Vert. La descente peut se faire par le même chemin ou sur Montgenèvre (au Nord).

Source - © 2001 R. Cirio, CBGA Figure 5. Localisation du massif du Chenaillet sur une carte simplifiée des Alpes

Source - © 2001 R. Cirio, CBGA Figure 6. Itinéraire de l'excursion du Chenaillet

L'arête Sud-Ouest du Chenaillet permet d'observer la superposition de serpentinites, gabbros recoupés de rares filons, directement surmontés par les laves en coussins (pillows lavas. On constate l'absence du complexe filonien (typique des HOT). La différence de taille des cristaux dans les filons et gabbros, roches provenant toutes deux de magmas basaltiques, montre que les basaltes se mettent en place lorsque le gabbro est déjà bien refroidi : cette "chambre" gabbroïque ne peut servir de chambre d'alimentation des pillows qui se trouvent au-dessus.

Au col du Chenaillet, les pillows reposent directement sur le manteau serpentinisé. Ici, c'est également le complexe gabbroïque qui manque. On recoupe de superbes affleurements de gabbros, montrant parfois le métamorphisme océanique, si l'on redescend vers Montgenèvre.

À la Cabane des Douaniers, une masse de plagiogranite est intrusive dans les serpentinites. Cette roche se forme par cristallisation fractionnée du magma basique à l'origine des gabbros et basaltes. La "chambre magmatique" dans laquelle s'est réalisée ce processus se situe donc dans le manteau et non pas dans la croûte (réduite) comme c'est le cas dans les LOT !

En revenant vers le Rocher de la Perdrix, on observe les sédiments du plancher océanique composés de schistes noirs, calcaires et radiolarites.

Page personnelle de Christian Nicollet.

Support cartographique :

Il n'existe pas de belles cartes éditées par le BRGM. La carte de Briançon 1/50.000 a une échelle trop petite, son seul avantage, c'est qu'on voit bien que basaltes et gabbros ne forment pas deux unités continues comme dans les croûtes océaniques de dorsales rapides. Ces unités forment deux affleurements bien discontinus. Sur cette carte, on voit bien aussi dans le même massif que les sédiments océaniques recouvrent parfois directement le manteau. Sur les cartes à 1/250.000 ou 1/500.000, il peut être bon de montrer que le massif du Chenaillet n'est qu'une ophiolite parmi une vaste unité océanique qui comprend 90% de sédiments océaniques (métamorphisés), 9% de manteau + croûte océanique métamorphisés, et 1% de manteau+croûte+sédiments non métamorphisé (le Chenaillet).

Raymond Cirio du Centre Briançonnais de Géologie Alpine (CBGA) fournit toute la documentation et tous les moyens de mise en œuvre d'une excursion dans le Massif du Chenaillet.

Littérature :

R. Cirio et M. Lemoine, Le massif ophiolitique du Chenaillet - Montgenèvre : interprétations nouvelles., Bull. APBG, 1, p. 117 - 124, 1996.

Y. Lagabrielle et M. Lemoine, Structure et genèse des ophiolites alpines confrontation avec des données récentes de la lithosphère océanique., Bull. APBG, 1, p. 127 -151, 1996.

M. Lemoine, R. Cirio, G. Pellet, R. Keck, Le Massif du Chenaillet, Centre Briançonnais de Géologie Alpine.

Pour une discussion plus complète des processus pétrologiques, on lira avec intérêt :

T. Juteau et R. Maury, Géologie de la croûte océanique: Pétrologie et dynamique endogènes., Dunod, ISBN-13: 978-2100046560, 1999.

A. Nicolas, Les montagnes sous la mer, Éditions du BRGM, ISBN-13: 978-7159049838, 1997.