Les ophiolites en 180 photos – 1/7 Le manteau

Source - © 1997 Pierre Thomas

Figure 1. Paroi du wadi Bani Kharus, Oman

Toute la montagne est faite de péridotite, majoritairement de harzburgite (olivine + orthopyroxène), altérée superficiellement ce qui lui donne une teinte “rouille”. Cette harzburgite est traversée de multiples filons de gabbro (plus clair) à fort pendage. Sous une dorsale, il y a fusion partielle du manteau (fusion partielle ≤ 25 %). Le liquide produit, un magma basique, moins dense que la harzburgite, remonte et va former la croute quelques dizaines de kilomètres plus haut que la zone de fusion. Emprunter des fractures est l'une des manières les plus fréquentes que prend le magma pour aller de la zone de fusion partielle (profonde) au réservoir magmatique (relativement superficiel), dont la cristallisation donnera la couche gabbroïque. Si ces fractures par où passe le magma basique ne se referment pas à la fin de l'épisode éruptif, le magma restant dans la fracture cristallisera lentement et donnera du gabbro. Il est donc tout à fait normal que le manteau situé sous la croute océanique soit “lardé” de filons de gabbro. Ce qui est étonnant, c'est que ces filons sont rarement dessinés ou montrés en photo dans les livres et autres cours.

La croute océanique se forme en (et près de la) surface par solidification d'un magma basique issus de la fusion partielle profonde du manteau, manteau qui remonte très lentement (à quelques cm/an) sous la dorsale. La fusion partielle débute vers −50 km, donc beaucoup plus bas que le Moho. Ce magma, basique, remonte à travers le manteau avant d'atteindre la base de la croute qu'il forme en s'accumulant sous différentes formes (gabbro, dolérite, basalte). Il peut remonter en percolant à travers les cristaux du manteau, mais aussi et surtout en empruntant des fractures. Il remonte alors assez vite (0,1 à 1 km/h en ordre de grandeur), bien plus vite que le manteau lui-même ne remonte. Si ces fractures ne se referment pas quand l'alimentation en magma cesse, ce magma cristallisera lentement, et cela formera un filon de gabbro. Nous vous montrons 6 photographies de ces filons gabbroïques, toutes prises dans l'ophiolite d'Oman. Ces filons de gabbro traversant le manteau représentent une situation très classique, bien que très rarement montrée dans les livres et autres cours.

Source - © 1997 Pierre Thomas Figure 2. Étroits filons de gabbro recoupant la harzburgite du wadi Bani Kharus, Oman

Source - © 1997 Pierre Thomas Figure 3. Zoom lointain sur un filon de gabbro recoupant la harzburgite du wadi Bani Kharus, Oman On voit très bien le contact extrêmement net entre le gabbro et la harzburgite. Si ce gabbro venait de la fusion partielle in situ de la péridotite, le contact ne serait pas si net, et la harzburgite au voisinage du filon serait différente de celle située plus loin. Les trainées anastomosées blanchâtres correspondent à des veines serpentineuses.

Source - © 1997 Pierre Thomas Figure 4. Zoom sur un filon de gabbro recoupant la harzburgite du wadi Bani Kharus, Oman On voit très bien le contact extrêmement net entre le gabbro et la harzburgite. Si ce gabbro venait de la fusion partielle in situ de la péridotite, le contact ne serait pas si net, et la harzburgite au voisinage du filon serait différente de celle située plus loin. Les trainées anastomosées blanchâtres correspondent à des veines serpentineuses.

Source - © 2016 Pierre Thomas Figure 5. Gros filon de gabbro (plus large qu'un stipe de palmier) recoupant la harzburgite de la vallée du wadi Bani Kharus, Oman

Source - © 2016 Pierre Thomas Figure 6. Filon de gabbro très étroit (comparer avec le couteau suisse ou la petite grenouille brune juste à droite du filon) recoupant la harzburgite du fond de la vallée du wadi Bani Kharus, Oman Les trainées anastomosées blanchâtres correspondent à des veines serpentineuses.

Entre les filons de gabbro qui le traversent, le manteau n'est pas toujours homogène. Parfois, la harzburgite est “zébrée” de niveaux de pyroxénite (roche grenue constituée presque exclusivement de pyroxène). C'est une situation classique bien que largement ignorée, classique dans les massifs de péridotite de type Lers (cf. Lherzolite et pyroxénite (Niveaux lités de lherzolite et pyroxénite de Lers)), classique bien que plus rare dans les nodules des basaltes (cf. Les nodules péridotitiques "extraordinaires" de la coulée basaltique du Ray Pic, Burzet (Ardèche)) et classique aussi dans le manteau ophiolitique. L'origine de ce litage n'est pas claire, et peut avoir plusieurs causes non incompatibles. Il peut s'agir du produit d'une fusion partielle très profonde. Si le magma recristallise en profondeur (profondeur > ~80 km), à une pression tellement forte que les plagioclases ne sont pas stables, le magma cristallise sous forme de filons ou d'amas de pyroxénite. Il peut aussi s'agir d'une ségrégation minérale liée à de la déformation, un peu comme la déformation d'un granite isotrope entraine la ségrégation entre des lits micacés et des lits quartzo-feldspathique (gneiss). Nous vous montrons ci-dessous six photos prises dans l'ophiolite de Chypre, qui montrent que, dans ce cas chypriote au moins, ce litage est parallèle à une schistosité due à une déformation, et que litage et schistosité sont recoupés par les filons de gabbro. Les gabbros et la fusion qui les a engendrés sont donc postérieurs au litage et à la déformation. La déformation pourrait être très ancienne et n'avoir rien à voir avec la mise en place de la lithosphère océanique. Elle pourrait aussi être liée à la remontée précoce du manteau sous la dorsale. Une étude pétro-structurale devrait être faite pour trancher entre ces diverses hypothèses.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 7. Affleurement lité de manteau, avec des alternances de harzburgite et de pyroxénite, Amiantos, Chypre La harzburgite, dominante, a une patine d'altération orange ; la pyroxénite, minoritaire, a une patine d'altération grise. vert.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 8. Détail d'un affleurement lité de manteau, avec des alternances de harzburgite et de pyroxénite, Amiantos, Chypre La harzburgite, dominante, a une patine d'altération orange ; la pyroxénite, minoritaire, a une patine d'altération gris vert.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 9. Gros plan sur un niveau de harzburgite de l'affleurement précédent, Amiantos, Chypre Dans la harzburgite de couleur orange, on peut identifier des minéraux qui ne s'altèrent pas en orange mais en gris clair : des pyroxènes (OPx probables). Ces pyroxènes sont manifestement orientés par une déformation. L'orientation des pyroxènes (la schistosité) est parallèle au litage minéralogique. Ce parallélisme peut montrer (1) soit que le litage est la conséquence de la déformation, (2) soit que la déformation est tellement importante qu'elle a parallélisé litage préexistant et schistosité (on parle alors de transposition). Une rapide observation macroscopique sur le terrain ne permet pas de trancher formellement entre ces deux hypothèses.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 10. Niveau de pyroxénite plissé, Amiantos, Chypre Le plan axial du pli est parallèle à la schistosité (voir figure précédente) et au litage, montrant que plis et schistosité sont cogénétiques.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 11. Affleurement mantellique à alternances harzburgite – pyroxénite schistosées recoupées par des filons de gabbro non schistosés, Amiantos, Chypre On voit un gros filon de gabbro tout à gauche de la photo. Ce filon est parallèle au litage en bas de l'affleurement, mais le recoupe nettement en haut. Un filon beaucoup plus étroit est visible juste à droite du gros filon. Ce petit filon recoupe aussi le litage. La production de magma basique et sa migration vers le haut (à l'origine de la croute océanique situé quelque km plus haut) sont donc postérieures aux phénomènes à l'origine des déformations et de ce litage mantellique.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 12. Détail du petit filon de gabbro de la figure précédente qui recoupe nettement le litage harzburgite – pyroxénite, Amiantos, Chypre

Puisque du magma remonte à travers le manteau (ce qui se voit maintenant grâce aux filons de gabbro) pour aller former la croute océanique, c'est qu'il y a eu une importante fusion partielle encore plus bas, en dessous de cette zone riche en filons. Cette zone de fusion partielle “intellectuellement obligatoire”, n'est que très rarement illustrée par des photographies. C'est ce que nous allons essayer de montrer avec des images des ophiolites de Chypre et d'Antalya (Turquie), sachant qu'il est très difficile de distinguer formellement une zone de péridotite traversée/recoupée par un réseau dense de filons de gabbro venus de plus bas d'une zone de péridotite avec fusion partielle, où le magma (maintenant devenu gabbro) est resté sur place, à peine rassemblé sous forme d'amas et de poches. Souvent, les amas et poches de gabbro sont entourés d'une roche devenant très sombre avec l'altération et la serpentinisation partielle : de la dunite, une péridotite ne contenant quasiment plus de pyroxène mais simplement des olivines. Il s'agit des zones où la fusion partielle a été la plus intense :

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 13. Poches et amas gabbroïques (roche claire) entourés de dunite (roche noire) au sein d'une harzburgite (roche orangée et grisâtre), dunite et harzburgite étant relativement serpentinisées, Troodos, Chypre	Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 14. Poches et amas gabbroïques (roche claire) entourés de dunite (roche noire) au sein d'une harzburgite (roche orangée et grisâtre), dunite et harzburgite étant relativement serpentinisées, Troodos, Chypre
Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 15. Réseau anastomosé de petits filons gabbroïques (roche claire) souvent entouré de dunite (roche noire) au sein d'une harzburgite (roche orangée et grisâtre), Troodos, Chypre	Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 16. Grosse poche de gabbro (roche claire) entourée de dunite (roche noire) au sein d'une harzburgite (roche orangée et grisâtre), dunite et harzburgite étant relativement serpentinisées, Troodos, Chypre
Source - © 2011 Pierre Thomas Figure 17. Micro-filons sinueux et à bords flous, entourés de dunite au sein d'une harzburgite, Ardrasan, Turquie Ce filon correspondrait plus à une accumulation locale de produit de fusion qu'à une fracture remplie d'un magma venant de beaucoup plus bas. On peut comparer le caractère peu franc du contact gabbro/harzburgite de ces figures avec le contact des figures 3, 4 et 6.	Source - © 2011 Pierre Thomas Figure 18. Zoom sur ces micro-filons sinueux et à bords flous, entourés de dunite au sein d'une harzburgite, Ardrasan, Turquie Ce filon correspondrait plus à une accumulation locale de produit de fusion qu'à une fracture remplie d'un magma venant de beaucoup plus bas. On peut comparer le caractère peu franc du contact gabbro/harzburgite de ces figures avec le contact des figures 3, 4 et 6.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 19. Affleurement mantellique montrant une roche qui ressemble à une ”migmatite lit par lit”, Troodos, Chypre Une “migmatite lit par lit” correspond classiquement à un micaschiste ou à un gneiss dont la foliation est envahie de liquide granitique sans perturbation géométrique majeure. Sous réserve d'un examen en lame mince qui n'a pas été fait, cet affleurement correspondrait à une telle structure de “migmatite lit par lit”, mais une migmatite de manteau et non pas de gneiss ou de micaschiste crustaux.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 20. Vue rapprochée sur cette roche mantellique qui ressemble à une ”migmatite lit par lit”, Troodos, Chypre Une “migmatite lit par lit” correspond classiquement à un micaschiste ou à un gneiss dont la foliation est envahie de liquide granitique sans perturbation géométrique majeure. Sous réserve d'un examen en lame mince qui n'a pas été fait, cet affleurement correspondrait à une telle structure de “migmatite lit par lit”, mais une migmatite de manteau et non pas de gneiss ou de micaschiste crustaux.

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 21. Zoom sur une roche mantellique qui ressemble à une ”migmatite lit par lit”, Troodos, Chypre Une “migmatite lit par lit” correspond classiquement à un micaschiste ou à un gneiss dont la foliation est envahie de liquide granitique sans perturbation géométrique majeure. Sous réserve d'un examen en lame mince qui n'a pas été fait, cet affleurement correspondrait à une telle structure de “migmatite lit par lit”, mais une migmatite de manteau et non pas de gneiss ou de micaschiste crustaux.

Souvent, de gros volumes du manteau océanique sous-crustal sont très serpentinisés par la circulation hydrothermale, en particulier au voisinage des failles transformantes.  On retrouve bien évidemment les effets de cette serpentinisation dans le manteau des ophiolites. Les serpentines correspondent à une famille de phyllosilicates. Les roches constituées majoritairement de serpentines sont les serpentinites. Il existe 3 familles de serpentines : l'antigorite, la lizardite dont les cristaux forment des lamelles planaires, et le chrysotile dont les feuillets cristallins s'enroulent pour former des fibres. Si ces fibres sont ultra-fines (diamètre de quelques micromètres), le chrysotile est alors une amiante (l'autre groupe d'amiante étant constitué de crocidolite, une variété d'amphibole).

Le mot serpentine vient du latin serpens, le serpent, parce que les lamelles d'antigorite et de lizardite font penser à de la peau de serpent. On peut remarquer qu'en grec ancien, serpent se dit ὄφις, óphis, et que c'est là l'étymologie du mot ophiolite (“pierre serpent”).

Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 22. Paysage près du village de Troodos (Chypre) caractéristique des « montagnes de serpentinite », roche tendre qui s'érode un peu comme des argilites
Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 23. Paroi constituée de serpentines non fibreuses (antigorite ou lizardite) parcourue de filonnets de chrysotile, serpentine fibreuse, Amiantos, Chypre La photo suivante correspond à un détail du filonnet de chrysotile situé juste au-dessus de ma main.	Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 24. Zoom sur le filonnet de chrysotile de la figure précédente, Amiantos, Chypre
Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 25. Gros bloc de serpentinite parcouru de filons de chrysotile, Amiantos, Chypre	Source - © 2018 Pierre Thomas Figure 26. Zoom sur des filons de chrysotile parcourant un gros bloc de serpentinite, Amiantos, Chypre

Source - © 2011 Pierre Thomas

Figure 27. Méthane enflammé brulant au-dessus des serpentinites de Cirali, ophiolite d'Antalya, Turquie

Les serpentines sont peut-être les minéraux les plus importants de la… biologie. On sait depuis ”toujours” que la serpentinisation produit de l'hydrogène (olivine + eau → serpentine + magnétite + brucite + di-hydrogène, cf. Le di-hydrogène naturel, une réelle source d'énergie ou un buzz médiatique ?). On sait aussi que le di-hydrogène peut réagir avec le CO₂ pour donner du méthane et des hydrocarbures plus lourds (CO₂ + 4 H₂ → CH₄ +2 H₂O). Théoriquement, il peut aussi se former des molécules comme des acides aminés s'il y a en plus des composés azotés (ammoniac…) dans le milieu, cf. Serpentinisation océanique et vie primitive. Et la structure des serpentines fourni des surfaces réactionnelles et des lieux de confinement propices à la polymérisation des acides aminés… s'il y en a. Mais les acides aminés produits dans des serpentines restaient théoriques, jusqu'au 7 novembre 2018, jour où la revue Nature a publié la découverte d'acides aminés d'origine abiotique dans des serpentinites du fond de l'Atlantique (cf. Abiotic synthesis of amino acids in the recesses of the oceanic lithosphere ainsi que le communiqué du CNRS et la brève de Planet-Terre).

Retrouvez cette photo dans Méthane abiotique enflammé et serpentinite du site de la Chimère, Cirali, Turquie.

Ne pas parler de serpentine en SVT va devenir de plus en plus impossible !

Le manteau sous-crustal des ophiolites issues des dorsales rapide est donc assez complexe. Il a subi une importante fusion partielle. Rien d'étonnant donc que le manteau des ophiolites omanaise, chypriote ou turque soient parcourues de nombreux filons de roches magmatiques (gabbro) et montrent des zones de “migmatites”. Et avant ce magmatisme, nous avons vu que le manteau révèle parfois une histoire plus ancienne, sous forme d'un litage de pyroxénite et de déformations. Mais cette ancienne histoire est-elle due au fonctionnement précoce de la dorsale, ou à une histoire indépendante bien plus vieille ? Enfin ce manteau est intensément (mais irrégulièrement) serpentinisé sur une assez grande épaisseur. Le manteau de la lithosphère océanique est donc plus complexe que ne le laisserait supposer la teinte homogène des schémas classiques.

Source - © 2018 Pierre Thomas

Figure 28. Schémas théoriques très simplifiés des deux types extrêmes de fonds océaniques et d'ophiolites : fonds océaniques issus de dorsales rapides (à gauche) ou lentes (à droite)

Les ophiolites traitées dans cet article (Oman, Chypre, Turquie) sont issues de dorsales rapides et possèdent une croute épaisse que nous verrons dans les 3 semaines qui suivent. Et ce manteau sous-crustal est plus complexe que ne le laisserait supposer la teinte verte homogène de ce schéma. Il faudrait y rajouter ici des filons de gabbro, là des zones de migmatites, ailleurs des lits de pyroxénite et de la schistosité… ce qui rendrait le schéma difficile à lire. Le manteau des ophiolites issues de dorsale lente, quasiment sans croute (cas des ophiolites alpines dont le justement célèbre Chenaillet) n'a produit que très peu de magma. On n'y trouve donc que des péridotites plus ou moins serpentinisées, presque sans filons magmatiques ou zones de fusion partielle visibles. C'est pour cela que nous n'avons pas montré aujourd'hui de manteau d'ophiolites alpines. Mais vous pouvez en voir dans Carrière de serpentinite à Chatillon, Val d'Aoste, Italie.

Source - © 1997 Pierre Thomas

Figure 29. 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