Dynamique de l'obduction : un processus avec deux temps forts

La semelle ophiolitique est composite et présente couramment la structuration suivante, de haut en bas (Fig. 14b ; Soret et al., 2017 [17]) :

- des unités tectoniques de haute température séparées par des contacts tectoniques, et dont les conditions métamorphiques diminuent vers le bas, depuis des conditions granulitiques à amphibolitiques, de 850°C vers 30 km de profondeur (~1 GPa) à 600°C vers 15-20 km de profondeur (0,5 GPa). Ce sont les semelles HT (et plus précisément, HTa, HTb).

- des unités tectoniques de moindre degré métamorphique, de faciès schistes verts ou amphibolitique tout au plus, présentant un contenu en sédiments nettement supérieur sinon exclusif, forment les semelles BT.

- l'épaisseur des écailles croît vers la base de la semelle, soulignant un contraste lié à l'épaisseur initiale de matériel accrété (à un instant t) et/ou à l'intensité de la déformation cumulée (par exemple avec un cisaillement et un aplatissement moindres des semelles BT par rapport au semelles HT).

Ce dispositif lithologique et métamorphique de la semelle atteste d'un écaillage ou “rabotage” progressif accompagnant la naissance de la subduction (Fig. 14c ; cf. figure 7 du volet #1) :

– (1) l'écaillage affecte tout d'abord l'ensemble de la croute – les basaltes, et parfois le complexe filonien – puis apparait restreint aux niveaux les plus superficiels – les sédiments – puis cesse tout à fait (étapes 1 à 3 sur la Fig. 14c) ;

– (2) la formation et l'accrétion progressive de la semelle implique des matériaux graduellement moins métamorphiques, HT puis BT ; d'abord de faciès granulitique, puis amphibolitique et enfin schistes verts, ceci trahit un refroidissement général du système en même temps qu'un écaillage de plus en plus pelliculaire.

Source - © 2021 Philippe Agard

Figure 15. Déformations enregistrées à la base du manteau ophiolitique

Gauche : Évolution des températures de déformation enregistrées dans la base du manteau, juste au-dessus de la semelle métamorphique (Agard et al., 2020 [2], d'après Soret et al., 2017 [17] et Prigent et al., 2018 [14]), et dans les différentes écailles, diachrones, constituant la semelle elle-même. Notez que la gamme de températures du manteau est similaire à celle des semelles HT. On pourra aussi se reporter à la figure 9 du volet #1.

Droite : Panorama du contact avec la base du manteau (a) – la prise de vue embrasse une portion sous la partie gauche de la figure 14a. Déformation croissante dans les péridotites (b-d). Notez la constitution bien différente des semelles HT et BT, et le degré métamorphique contrasté entre le écailles HTa et HTb.

La base du manteau de l'ophiolite, constituée de péridotites foliées à “basse température”, montre des déformations et transformations comparables (Fig. 15). Elle se marque en effet par une déformation progressive dans un contexte de refroidissement : associée à celle de la semelle, comme en témoigne l'orientation des linéations et des foliations, cette déformation s'effectue entre ~900°C et 650°C et de manière de plus en plus localisée. Tout d'abord distribuée sur une épaisseur de plusieurs centaines de mètres, décelable dans les tectonites porphyroclastiques et protomylonites (Fig. 15), elle affecte une zone de plus en plus restreinte, à mesure que la température décroît, aux seuls abords du contact : c'est là que s'y concentrent les ultramylonites (Fig.15).

Cette déformation s'accompagne d'un transfert de fluides et d'éléments chimiques depuis la semelle vers le manteau ophiolitique, décelé par la nature et l'évolution des compositions des minéraux et les concentrations en éléments traces des péridotites. Les modélisations isotopiques montrent en outre que cette percolation de fluides dérivés du slab procède à des vitesses de l'ordre du mètre par an (Prigent et al., 2018 [14]).

La base de l'ophiolite offre donc, incidemment, un témoignage essentiel sur les transferts d'éléments en subduction, peu après son démarrage (Fig. 15).

Comment comprendre l'arrachement au panneau plongeant du matériel constituant les (futures) semelles ? Comment expliquer leur juxtaposition précoce à la base de l'ophiolite, dont témoigne la déformation conjointe avec la base du manteau ? Ou encore l'évolution temporelle des conditions de cet arrachement, de plus en plus froid et pelliculaire, et sa cessation (Fig. 14c) ?

Cet écaillage nécessite un couplage mécanique fort, et révèle par là une résistance à l'enfoncement. Il se trouve en effet que le panneau plongeant rencontre un manteau dont la résistance croît avec la profondeur.

Source - © 2021 Philippe Agard

Figure 16. Principe d'écaillage des semelles métamorphiques lors du début de la subduction intra-océanique

Principe d'écaillage des semelles métamorphiques lors du début de la subduction intra-océanique, lorsque le panneau plongeant rencontre un manteau dont la résistance croît avec la profondeur.

a) L'extrémité du slab rencontre tout d'abord un manteau relativement froid (point 1), susceptible jusqu'à ~600°C d'être serpentinisé, notamment par les fluides libérés à mesure que se réchauffe le slab. Or la serpentine est un minéral notoirement peu résistant mécaniquement. L'apex du slab rencontre ensuite un manteau plus chaud et, partant, plus sec : la serpentine n'y est plus stable, et seules de faibles quantités de minéraux hydratés y persistent et diminuent (chlorite, amphibole). Un manteau de plus en plus dur, donc, comme le souligne l'évolution entre les points 1 et 1".

b) On peut également se servir des lois mécaniques / rhéologiques pertinentes pour les matériaux des plaques supérieure et inférieure afin de comparer leurs évolutions. Des points 1 à 1" on s'aperçoit que la viscosité effective (c'est-à-dire la résistance) de la croute océanique du slab diminue alors que celle des roches du manteau sus-jacent, au départ moindre, augmente. Le couplage visqueux et l'écaillage se produit lorsque les deux résistances deviennent comparables (cf. texte).

c) Ce couplage entre semelle et péridotites foliées enregistre les tous premiers stades de la disparition de la lithosphère océanique. Le refroidissement graduel de l'interface de subduction met un terme au problème : la zone de stabilité des minéraux serpentineux s'étend vers le bas, le manteau de la plaque supérieure peut ainsi être serpentinisé de plus en plus profondément, et le couplage et l'arrachement des semelles cessent. Cet arrachage implique tout d'abord l'ensemble de la croute supérieure, puis n'affecte que la pellicule sédimentaire, trahissant un écaillage de plus en plus superficiel.

On peut représenter ceci schématiquement à l'échelle du slab : l'extrémité du slab rencontre tout d'abord un manteau relativement froid (point 1 sur la Fig. 16a), susceptible, jusqu'à ~600°C, d'être serpentinisé, notamment par les fluides libérés à mesure que se réchauffe le slab. Or la serpentine est un minéral notoirement peu résistant mécaniquement. L'apex du slab rencontre ensuite un manteau plus chaud et, partant, plus sec : la serpentine n'y est plus stable, et seules de faibles quantités de minéraux hydratés y persistent et disparaissent (chlorite, amphibole). Un manteau de plus en plus dur, donc, comme le souligne l'évolution entre les points 1 et 1" (Fig. 16a).

On peut également se servir des lois mécaniques / rhéologiques pertinentes pour les matériaux des plaques supérieure et inférieure (Fig. 16b) afin de comparer leurs évolutions.

Des points 1 à 1" on s'aperçoit que la viscosité effective (c'est-à-dire la résistance) de la croute océanique du slab diminue alors que celle des roches du manteau sus-jacent, au départ moindre, augmente. Lorsque les deux résistances deviennent comparables se produit un couplage visqueux : l'absence de contraste rhéologique équivaut à un accolement des deux plaques (on peut faire une analogie simple : il est plus facile de faire se déplacer une plaque de beurre contre une plaque de métal que contre une autre plaque de beurre ; à titre d'ordre de grandeur le découplage des plaques vis-à-vis du manteau asthénosphérique est permis par un contraste de viscosité de l'ordre de 100). Ce couplage visqueux engendre un blocage transitoire et entrave la progression de la subduction : il se résout manifestement par l'arrachement de la semelle, lorsque la toute jeune interface de subduction “saute” vers le bas, et se relocalise sous l'écaille, qui devient alors une semelle (Fig. 16a).

Ce couplage entre semelle et péridotites foliées enregistre donc les tous premiers stades de la disparition de la lithosphère océanique, vers 30 km de profondeur, alors que la subduction balbutie encore (Fig. 16c) : la déformation est distribuée sur une épaisseur caractéristique dépassant le kilomètre, avant que le système ne parvienne à localiser cette déformation le long d'une véritable “interface” d'épaisseur métrique à centimétrique (comme l'ont montré les forages récents au niveau de la zone de subduction de Nankai).

Le refroidissement graduel de l'interface de subduction, à mesure que s'enfonce/advecte une plaque assez froide, met un terme au problème : la zone de stabilité des minéraux serpentineux s'étend vers le bas, le manteau de la plaque supérieure peut ainsi être serpentinisé de plus en plus profondément, et le couplage et l'arrachement des semelles cessent (Fig. 16c).

Ceci explique la succession de semelles distinctes, diachrones : tout d'abord HT et mafique, impliquant l'ensemble de la croute supérieure, c'est-à-dire les basaltes et leur fine enveloppe de sédiments ; puis vient le tour de la semelle BT essentiellement sédimentaire, trahissant un écaillage de plus en plus superficiel (on peut appliquer le même raisonnement que celui fait pour les points 1-1'-1" pour le basalte, aux sédiments illustrés par la courbe rouge dans la Fig. 16b).

L'existence de la paire semelle-manteau, systématique sous les ophiolites, résulte donc directement des caractéristiques rhéologiques du globe.

De ce processus, dont la paire semelle-manteau représente la partie visible / exhumée, découle un autre aspect important : le point de couplage visqueux s'approfondit avec le temps, puis se stabilise lorsque le régime thermique stationnaire de la subduction est atteint. Il est donc probable que des “semelles” issues du couplage continuent à se former, de plus en plus profondément, mais ne sont pas remontées. On peut avancer qu'elles sont trop denses : celles formées plus profondément, à mesure que la croute du panneau plongeant se transforme, contiennent beaucoup de grenat et atteignent ainsi une densité plus forte que celle du manteau environnant.

La Fig. 16d illustre cette évolution du couplage visqueux et la stabilisation / viabilisation de la subduction vers ~80-100 km de profondeur (on le sait, de manière indépendante, via l'enregistrement fossile des reliques subductées). Cette évolution joue un rôle essentiel dans la naissance du couplage profond et des mouvements mantelliques associés à la présence de ce nouveau slab : cette stabilisation de la subduction, ou “slabitisation”, aboutit à la mise en place du volcanisme d'arc.

Source - © 2021 Philippe Agard

Figure 17. La “slabitisation”, ou naissance d'un slab

Ces étapes essentielles accompagnent la stabilisation de la subduction et la genèse de la future ophiolite en contexte de supra-subduction (voir texte ; Agard et al., 2020 [2]).

Ce couplage initie en effet un contre-courant mantellique et entraine, par décompression et apport de fluides, une fusion du manteau à l'origine d'un magmatisme d'arc embryonnaire (Fig. 17 ; basaltes d'avant-arc, boninites) : c'est la formation locale d'une lithosphère océanique en contexte océanique de supra-subduction, comme en on connait dans le Pacifique Ouest, dans l'arc Izu-Bonin-Mariannes (Stern et Bloomer, 1992 [18] ; Ishizuka et al., 2014 [8]).

Voici donc constituée une lithosphère toute “nouvelle”, comme la future ophiolite de Semail.

Au bout de quelques millions d'années apparait la fusion hydratée en profondeur, source des magmas andésitiques. À la faveur de cette évolution, l'interface de subduction est aussi devenue “découplée” mécaniquement sur le long terme, ou “lubrifiée”, jusqu'à une profondeur de l'ordre de 80-100 km. Cette phase d'initiation et de “slabitisation” accompagne la naissance d'un nouveau slab, et son intégration progressive à la convection mantellique.

Cette évolution joue un rôle essentiel dans la genèse puis la mise en place de l'ophiolite. Les dimensions caractéristiques de l'objet “ophiolite”, couvrant plusieurs centaines de kilomètres, signent d'ailleurs l'échelle du processus : c'est sensiblement la distance à parcourir par un nouveau slab – c'est-à-dire une nouvelle subduction – pour atteindre la zone de transition mantellique située entre 410 et 660 km de profondeur.

Dans le cas de Semail, l'ensemble du processus dure environ 10 Ma : les transformations et l'enfouissement des semelles s'échelonnent entre 105-100 et 95 Ma, alors que l'ophiolite a livré des âges très resserrés, autour de 95 Ma (voir la figure 9 du volet #1).

Une question demeure : ne resterait-il pas quelque part un peu de la vieille lithosphère océanique sous/dans laquelle s'est amorcée la subduction intraocéanique (Fig. 17) ?

Ce cas de figure n'est toutefois pas le seul possible, probablement car l'évolution ne va pas toujours jusqu'à son terme. En effet, l'initiation de subduction intra-océanique ne s'accompagne pas systématiquement de la formation d'une lithosphère de supra-subduction (voir la figure 8 du volet #1).

Dans certains cas l'ophiolite obductée s'avère bien plus vieille que l'âge de démarrage de la subduction : plus vieille de 80-90 Ma en Arménie (Rolland et al., 2020 [16]), ou de 30-40 Ma dans l'Est de l'Iran (Jentzer, 2020 [9]). Les semelles y montrent du reste des conditions de pression et températures moindres (autour de 0,6-0,7 GPa et 600-700°C), suggérant un couplage avec du manteau d'une lithosphère déjà partiellement refroidie. Une interprétation possible est que la subduction intra-océanique ait été de moindre ampleur : certes suffisante pour initier un chevauchement amenant in fine la lithosphère océanique en position d'ophiolite, mais insuffisante pour amorcer la création d'un contre-courant mantellique à l'origine d'une nouvelle lithosphère.

L'obduction aboutit donc à la mise en place d'ophiolites jeunes (supra-subduction) ou vieilles (héritées) ! Pour toutes les obductions, la localisation de la toute première interface de subduction doit en tout cas être assez pelliculaire au sein du manteau de la lithosphère océanique en train de devenir la plaque supérieure : ceci est nécessaire pour expliquer les faibles profondeurs de couplage enregistrées quelles que soient les semelles, entre 20 et 30-35 km.