Mise en place du complexe filonien dans les ophiolites

Le cortège filonien ne se trouve pas dans toutes les ophiolites (ni dans tous les fonds océaniques). On en trouve dans les dorsales rapides type Pacifique ainsi que dans les ophiolites correspondantes (Chypre, Oman...). Il n'y en a pas (ou peu) dans les dorsales lentes type Atlantique ni dans les ophiolites correspondantes (Alpes...).

Figure 1. Complexe filonien d'Oman

Pour comprendre comment se met en place le complexe filonien dans les dorsales rapides, imaginons un gros volume de basalte liquide (un réservoir), entouré et recouvert par un épais « couvercle » de basalte solide et refroidi, le tout sous la mer. Si on tire et on écarte ce système, le « couvercle » craque avec formation d'une fissure verticale. Le basalte liquide remonte dans cette fissure, arrive en surface et donne des pillow lavas (des laves en coussin), à l'aplomb de cette fissure. Au bout de quelques temps, l'éruption s'arrête, le basalte se solidifie dans la fissure, et devient un filon.

Si on tire une deuxième fois, il se reforme une fissure, parallèlement à la première, et souvent même à côté, car la première fissure est une zone de faiblesse. Le basalte remonte par cette deuxième fissure, refait des pillows à l'extérieur, fige à nouveau, et a donné un filon adjacent au premier. Si vous faites cela de très nombreuses fois, l'espace compris entre le réservoir et les pillows superficiels ne sera plus constitué que de filons côte à côte. Ainsi naît le cortège filonien... Le « on » des paragraphes qui précèdent, ce n'est que le mouvement global des plaques, mouvement dû pour l'essentiel à la traction exercée par les plaques subductantes.

Cette ouverture par à-coups n'est pas une vue de l'esprit, mais la réalité. Dans l'océan Pacifique, qui s'ouvre en moyenne de 20 cm/an, ce n'est pas un mouvement d'ouverture continu. Il y a une relative immobilité, puis ouverture brutale (accompagnée d'une crise sismique et d'une éruption). Chaque crise sismo-volcanique s'accompagne d'un écartement de l'ordre du mètre (et donnera donc un filon dont la largeur est du même ordre), avec pour un endroit donné, une crise sismo-volcanique tous les 10 ans.

Pour les dorsales lentes, où la production magmatique est faible (ou nulle), il n'y a pas de cortège filonien, mais quelques filons isolés reliant les rares réservoirs magmatiques aux quelques volcans sous marins. Les roches volcaniques sont minoritaires, et souvent il n'y a ni gabbro, ni cortège filonien, ni pillows, mais du manteau à nu, directement à l'affleurement.

Figure 2. Filon de basalte - Ophiolite du Chenaillet

On peut noter aussi qu'il y a d'autres types filons que ceux du cortège filonien dans les ophiolites : ce sont les filons alimentant le réservoir magmatique intracrustal. En Oman par exemple, sous les gabbros, on voit très bien les péridotites mantelliques (avec le Moho les séparant). Ces péridotites sont parcourues de nombreux filons de gabbros.

En effet, le basalte naît (fusion partielle) dans le manteau vers -50 km de profondeur. Il remonte vers la surface en « suintant » entre les cristaux du manteau qui n'ont pas fondu, se rassemble et forme de véritables filons alimentant la chambre magmatique par le bas. Il y a moins de filons dans ce cas car une bonne part de l'extension est accommodée par une déformation ductile sans fracturation. Quand le magma finit par cristalliser, il donne des filons de gabbros, et non pas de basaltes ou de dolérites.