Les sphérolites de wollastonite de l'ile d'Elbe (Italie), témoins métamorphiques de la mise en place d'un granitoïde pendant une extension lithosphérique

Source - © 2007 Pierre Thomas

Figure 1. Sphérolites de wollastonite dans des marbres du Cap de Norsi, ile d'Elbe, Italie

La wollastonite est un silicate de calcium (CaSiO₃) que l'on trouve dans les calcaires impurs ayant subi un métamorphisme de haute température. Les sphérolites sont des petites sphères formées de cristaux en aiguilles rayonnant à partir d'un centre de nucléation ; on parle de structure fibroradiée.

Source - © 2007 Pierre Thomas

Figure 2. Zoom sur un sphérolite de wollastonite dont les aiguilles sont bien dégagées par l'altération et l'érosion

Noël est la saison des crèches (Un anticlinal abritant une crèche-bergerie : la grotte d'Harpéa, Estérençuby (Pyrénées Atlantiques)), des vierges (cf. par exemple La chute d'une météorite peinte par Raphaël dans la Madonna di Foligno (Madone de Foligno), Musée du Vatican). Cette année, nous vous montrons des boules, en l'occurrence des sphérolites de wollastonite.

La wollastonite est un silicate de calcium (CaSiO₃) cristallisant dans le système triclinique et formant des aiguilles très souvent regroupées en structures fibroradiées, parfois en cristaux tabulaires. C'est un minéral classique de métamorphisme de haute température des calcaires impurs. On le trouve très souvent dans le cas d'un métamorphisme de contact affectant des calcaires, parfois quand un métamorphisme régional haute température affecte des carbonates. La (relative) rareté de ces situations en France explique la (relative) rareté de la wollastonite en France et sa non connaissance par une majorité d'étudiants et d'enseignants.

Dans un premier temps, nous regarderons sous toutes les coutures cet affleurement de wollastonite du Cap de Norsi (ile d'Elbe, Italie). Puis nous discuterons les intérêts théoriques et pratiques de la wollastonite. Enfin, nous évoquerons rapidement le contexte géodynamique à l'origine des granitoïdes miocènes de l'ile d'Elbe, à l'origine (avec l'extension) de la haute température ayant généré cette wollastonite.

Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 3. Une plage du Cap de Norsi (Capo Norsi) sur la côte Sud de l'ile d'Elbe (Italie) Les niveaux de marbre se trouvent dans la falaise, sur la moitié droite de l'image.
Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 4. Vue globale de la “falaise” dominant cette plage du Cap de Norsi, ile d'Elbe La “falaise” est constituée d'alternances de méta-pélites (sombres) et de méta-calcaires (marbre clair). Ces alternances appartiennent à la série sédimentaire classique de l'Apennin. Les sphérolites de wollastonite se trouvent dans les niveaux de méta-calcaires.	Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 5. Un niveau de marbre contenant des sphérolites de wollastonite, Cap de Norsi, ile d'Elbe
Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 6. Vue rapprochée sur ce niveau de marbre contenant des sphérolites de wollastonite, Cap de Norsi, ile d'Elbe	Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 7. Sphérolites de wollastonite dans un niveau de marbre (méta-calcaire), Cap de Norsi, ile d'Elbe
Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 8. Sphérolites de wollastonite dans un niveau de marbre (méta-calcaire), Cap de Norsi, ile d'Elbe	Source - © 2007 Pierre Thomas Figure 9. Sphérolites de wollastonite de belle taille (jusqu'à 3 cm de diamètre) vus en coupe dans un galet de plage cassé

Sur la plage, on peut trouver des galets présentant des sphérolites de belles tailles, et l'érosion marine peut parfois dégager et mettre en valeur des cristaux tabulaires.

Source - © 2007 Pierre Thomas

Figure 10. Cristaux tabulaires de wollastonite ramassés en bas de la falaise du Cap de Norsi, là où altération et érosion marines enlèvent préférentiellement le calcaire et mettent la wollastonite en valeur

La structure fibreuse des cristaux tabulaires se voit bien sur la photographie de droite.

Source - © 2018 Google Earth, modifié Figure 11. L'une des plages autour du Cap de Norsi (ile d'Elbe) où affleurent les marbres à wollastonite (punaise jaune) Même à cette échelle, on arrive à distinguer les niveaux de marbre blanc. Cette photo est également une invitation à visiter l'ile d'Elbe et à y passer quelques jours. Il n'y a pas que la wollastonite dans la vie !

Source - © 2018 Google Earth, modifié Figure 12. L'ile d'Elbe, l'affleurement de wollastonite, les “dendrites à tourmalines” de la semaine dernière, ainsi que les deux résidences (punaises rouges) où a habité Napoléon pendant son exil sur cette ile (mai 1814 - février 1815) Wollastonite, tourmaline et Napoléon : trois invitations à visiter l'ile d'Elbe. Revoir les “dendrites à tourmalines”. Au fond, la Corse.

La wollastonite est relativement rare en France, car il n'y a que peu de métamorphisme de contact ou de métamorphisme de haute température affectant des calcaires ayant la “bonne” chimie pour donner de la wollastonite. Au cours de sa scolarité, un étudiant en géologie a pourtant dû la rencontrer deux fois.

Quand on étudie les pyroxènes, on apprend que ces minéraux constituent une solution solide entre trois pôles : MgSiO₃, FeSiO₃ et CaSiO₃. Mais le réseau cristallin des pyroxènes n'accueille au maximum que 50 % de calcium. Les pyroxènes oscillent donc entre quatre pôles : MgSiO₃ (enstatite), FeSiO₃ (ferrosilite), [Ca_0,5Mg_0,5]SiO₃ (diopside), et [Ca_0,5Mg_0,5]SiO₃ (hédenbergite). Le pôle calcique pur (CaSi0₃) n'est pas un pyroxène, mais la wollastonite.

Source - © 2018 Pierre Thomas

Figure 13. Le ”trapèze des pyroxènes” et ses quatre pôles : enstatite (MgSiO₃), ferrosilite (FeSiO₃), diopside ([Ca_0,5Mg_0,5]SiO₃), et hédenbergite ([Ca_0,5Mg_0,5]SiO₃)

Les pyroxènes purement ferro-magnésiens sont les orthopyroxènes (OPx) qui cristallisent dans le système orthorhombique (domaine de couleur sombre). Les pyroxènes contenant du calcium sont les clinopyroxènes (CPx) cristallisant dans le système monoclinique (domaine de couleur claire). La wollastonite, qui n'est pas un pyroxène, cristallise dans le système triclinique.

Quand on étudie comment l'altération des silicates contenant du calcium fait baisser le CO₂ atmosphérique en fabriquant de l'argile et (indirectement) du CaCO₃, il serait logique de prendre comme exemple le plus courant des silicates contenant du calcium, à savoir le plagioclase calcique (l'anorthite, CaAl₂Si₂O₈) :

Mais pour simplifier l'équation, on préfère souvent prendre le plus simple (à défaut d'être le plus courant) des silicates contenant du calcium, la wollastonite :

Enfin, la wollastonite est un minéral “utile”, exploité par l'industrie. Riche en calcium et ne contenant pas de volatils (contrairement au calcaire), elle est utilisée dans la métallurgie (pour déphosphorer les aciers par exemple). Blanche et brillante, elle sert de “lest” pour blanchir peinture, papier et carton glacé (au même titre que la calcite). Sa structure fibreuse la rend très utile pour faire des céramiques, des garnitures de frein… où elle remplace avantageusement l'amiante. En 2016, la production mondiale de wollastonite était de 710 000 tonnes. Les principaux pays producteurs sont, par ordre décroissant, la Chine, l'Inde, les USA, le Mexique et la Finlande.

À ces photographies liées au métamorphisme de contact ayant engendré de la wollastonite sur l'ile d'Elbe, à l'importance théorique et pratique de la wollastonite, on pourrait ajouter des questions sur ces granitoïdes d'âge miocène supérieur de l'ile d'Elbe, granites dont la mise en place est à l'origine de la wollastonite. Ces granitoïdes se sont mis en place dans une croûte continentale amincie au Nord de la mer Tyrrhénienne, “mer” à lithosphère océanique s'étant ouverte au Pliocène. Ces granitoïdes sont des granites d'origine mixte (crustale et mantellique, cf. Les enclaves basiques des granites, granite du Monte Capanne, Capo San Andrea, île d'Elbe, Italie). Ils ne sont que l'expression plutonique d'une province magmatique aussi bien volcanique que plutonique, la province magmatique toscane, d'âge mio-plio-quaternaire. Cetteprovince magmatique s'est mise en place dans un contexte d'extension, extension à la fois post-collisionnelle et d'arrière subduction continentale avec une possible rupture de lithosphère plongeante (lithospheric breakdown). Une recherche sur le web montre la complexité et la variété des origines proposées des magmatismes mio-plio-quaternaires italiens, ce qui prouve une fois de plus qu'il existe du volcanisme (et du plutonisme) en dehors de la “sainte trinité” du volcanisme. Les études géochimiques montrent que ces magmas proviennent de mélanges en proportions variables de magmas d'origines crustale et mantellique, ces derniers appartenant aux séries shoshonitique, alcaline, calcoalcaline, tholéitique… Je ne sais pas comment font les collègues italiens pour expliquer leurs volcans à leurs élèves, ni s'ils s'en tiennent à la “sainte trinité”, puisque, à par les volcans de l'archipel Éolien (Vulcano, Stromboli…),aucun n'est dû à un seul des mécanismes simples classiques (et souvent présentés comme les seuls possibles) que sont “rift et dorsale”, “subduction classique” et “point chaud”. Le Vésuve, en particulier, l'un des plus connus des volcans du monde, entre dans cette catégorie de volcans à origines complexes. Nous vous montrons cinq figures (qu'on peut trouver sur le web) illustrant rapidement la complexité du problème de la géodynamique de l'Italie, complexité qui n'est pas l'objet de cet article. Des éléments de réponse sur la géodynamique abominablement complexe de ce secteur de la Méditerranée peuvent être recherchés dans un livre relativement récent (Laurent Jolivet et al., 2008. Géodynamique méditerranéenne, coll. Enseigner les Sciences de la Terre, Vuibert / Société géologique de France) qui montre des rotations de blocs, des ouvertures océaniques, des subductions océaniques puis continentales se relayant dans des sens opposés, des collisions, des ruptures lithosphériques…

Source - © 2015 D'après Liotta et al. [1], modifié

Figure 14. Carte et coupe géologiques de l'ile d'Elbe (Italie)

Les unités 2, 3 et 4 correspondent aux intrusions magmatiques (plutons et dykes). Les unités 5 à 9 correspondent aux unités classiques de l'Apennin (sédiments, ophiolites mésozoïques / cénozoïques…). La coupe géologique du bas montre que l'ile est affectée de grandes failles normales plates (failles de détachement). Les astérisques rouges localisent l'affleurement à wollastonite de cet article au voisinage d'une intrusion de monzogranite.

Source - © 2009 D'après Dini et al. [2], modifié

Figure 15. Localisation de l'ile d'Elbe (flèche verte) dans la province magmatique de Toscane, province magmatique située entre le Cap Corse, Florence et Rome

Cette province toscane se prolonge au Sud par la province magmatique romaine. Le magmatisme toscan, aussi bien plutonique que volcanique, dure depuis le Miocène. La plus jeune éruption date de −20 000 ans. Le carton en haut à droite précise le contexte géodynamique actuel de cette province magmatique toscane, au Nord de la mer Tyrrhénienne qui est en fait un océan au sens géologique. Il y a trois lithosphères océaniques dans ce secteur : la lithosphère téthysienne d'âge mésozoïque (“Meso” sur le carton), la lithosphère miocène du bassin algéro-provençal (“Mi”) et la lithosphère pliocène de la mer Tyrrhénienne (“Pl”). La ligne de triangle représente le sous-charriage / la subduction des plaques africaine et adriatique. Seule la partie figurée en bleu clair est une subduction classique (subduction d'une lithosphère océanique).

Source - © 2007 D'après Conticelli et al. [3]

Figure 16. Répartition du magmatisme mio-plio-quaternaire d'Italie

Seul le volcanisme de l'arc Éolien correspond à peu près à un volcanisme “classique” de subduction océanique (en bleu). L'origine des autres magmatismes est très controversé et n'entre dans aucun schéma simple (simpliste ?) classique.

Source - © 2003 D'après Serri et al. (1993) dans Westerman et al. [4], modifié

Figure 17. Une proposition d'origine pour le magmatisme de la province toscane

Au Miocène inférieur, la subduction (vers l'Est) puis la collision à l'origine des Alpes sont quasi terminées. On en voit les effets en Corse (figurés en bleu sur les figures). Une autre subduction, subduction vers l'Ouest (et actuellement subduction continentale) prend le relais plus à l'Est, engendrant de la compression. La vitesse de subduction de la lithosphère de la plaque adriatique est très faible. Mais la subduction (et la compression associée) migrent vers l'Est, ce qui ouvre une zone en extension à l'Ouest, extension à signification de bassin marginal (comme la mer du Japon). Cette extension migre aussi vers l'Est. Ce recul de la subduction et cette extension entrainent une remontée de l'asthènosphère, et doncla décompression/fusion du manteau. Cette fusion par décompression est éloignée et indépendante de l'éventuelle et classique fusion par hydratation que pourrait engendrer la subduction. Quand le magma arrive à la base de la croûte continentale appartenant à la lithosphère supérieure (manteau lithopshérique et croûte continentale ne sont pas séparés sur ces schémas), cela entraine la fusion partielle de cette croûte continentale en cours d'amincissement, et ce magma crustal se mélange au magma mantellique.

© Serri et al, dans D.S. Westerman et al https://journals.lib.unb.ca/index.php/ag/article/view/1177/1542modifié

Source - © 2002 Gasperini et al. [5]

Figure 18. Un autre modèle pour expliquer la complexité du magmatisme italien : la fenêtre asthénosphérique

Une simple fusion du manteau situé au-dessus de la lithosphère plongeante et mélangé avec des produits issus de la fusion de la croute continentale superficielle ne suffit pas à expliquer toutes les anomalies géochimiques identifiées dans les provinces magmatiques italiennes. D'autres modèles ont été proposés, comme celui d'une rupture partielle du panneau plongeant, ce qui « ouvre une fenêtre » sur l'asthénosphère sous-jacente. De l'asthénosphère située sous ce panneau plongeant remonterait par cette fenêtre, accompagnerait l'asthénosphère supérieure dans sa remontée et ce seraient les deux qui produiraient le magma mantellique.

Toutes les photographies de terrain de cet article ont été prises lors d'une excursion géologique organisée en 2007 par le CBGA (Centre briançonnais de géologie alpine) et encadrée par Jean-Pierre Bouillin (université Grenoble Alpes).