Article | 30/08/2021

Ophiolites, sutures ophiolitiques, subduction / obduction

30/08/2021

Philippe Agard

Institut des Sciences de la Terre Paris (ISTeP), Sorbonne Université

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Résumé

Les ophiolites dans le monde, le cas emblématique de Semail (Oman, Émirats Arabes Unis), et les questions géodynamiques posées par l'obduction.


Avant-propos – Qu'entend-on par obduction et ophiolites ?

Que recouvrent les notions d'obduction et d'ophiolite ?

Le premier terme, obduction, correspond à un processus géodynamique à part entière mais un peu mystérieux et, on le verra, assez occasionnel : il représente actuellement environ 1 % des zones en convergence sur la planète (au niveau de l'ile de Timor, située au Nord de l'Australie ; Lallemand, 2001 [29]). Sporadique, voire spasmodique, l'obduction ? Par delà la parenté sémantique, quel lien ce processus entretient-il avec la subduction ?

Le second terme, ophiolite, renvoie à ces morceaux de lithosphère océanique le plus souvent retrouvés au sein des orogènes, constituant des lambeaux plus ou moins continus sur des échelles allant de la dizaine à quelques centaines de kilomètres.

L'obduction aboutit à la mise en place d'ophiolites. Mais toutes les ophiolites sont-elles obductées ? Quand, pourquoi, comment se déroule l'obduction ? Aboutit-elle nécessairement à la genèse ou à la préservation d'ophiolites ? De quels processus de la dynamique terrestre est-elle le marqueur, le stigmate ?

Des articles de Planet-Terre traitent déjà pro parte des ophiolites. Un accent plus marqué est donc mis ici sur l'obduction avec une présentation en 3 volets :

Les ophiolites peuvent être définies comme des ensembles associant quasi-systématiquement des roches ultramafiques (péridotites du manteau), des roches mafiques en dérivant par fusion (basaltes, gabbros) et des sédiments pélagiques, marins : une “trilogie” reconnue dès les débuts du XXe siècle par Steinmann (1927) [45].

Ces massifs, bien exposés à Chypre, en Turquie ou au Nord du Sultanat d'Oman (Fig. 1a) ont été identifiés, avec l'émergence de la tectonique des plaques, comme les constituants de la lithosphère océanique – quoique présents sur et dans les continents.

Très rapidement, au début des années 1970, l'obduction est ainsi devenue synonyme de mise en place des “ophiolites” (Coleman, 1971 [8] ; Dewey et Bird, 1971 [11] ; Dewey, 1976 [10] ; Moores et Vine, 1971 [34] ; Ricou, 1971[42]).

Mais comment une portion de lithosphère océanique devient-elle un affleurement ophiolitique ? Pourquoi observe-t-on l'inverse – de l'océan préservé sur du continent – de ce que produit la subduction, où l'océan disparait sous le continent ? Est-ce à ce point une anomalie ?

Ophiolites et modèles de lithosphères océaniques

Figure 1. Ophiolites et modèles de lithosphères océaniques.

a) L'ophiolite presque indemne, au-dessus, avec sa “semelle” métamorphique plaquée immédiatement en dessous.

b) Les fragments ophiolitiques disséminés entre les Alpes et l'Himalaya signent la position des cicatrices océaniques au niveau desquelles les océans téthysiens ont progressivement disparu. Les flèches de couleur figurent les déplacements actuels des différentes domaines, par rapport à l'Eurasie considérée fixe, tels que déduits des données satellitaires.

c) Caractéristiques de premier ordre des lithosphères océaniques de type océan rapide (gauche) ou lent (droite).


Pour rappel, on oppose classiquement deux grands types de lithosphère océanique (Fig. 1c). Celle des océans à dorsales rapides possède une croute de 6-7 km d'épaisseur constituée de gabbros et basaltes (des roches “mafiques”, ou “basiques”) à laquelle s'ajoute une couche fine mais variable de sédiments, épaisse de quelques dizaines à centaines de mètres (loin des fosses de subduction du moins). Celle des océans à dorsales lentes est faite pour l'essentiel de manteau lithosphérique préexistant, mis à l'affleurement par extension tectonique et parsemée, çà et là, de massifs discontinus de roches magmatiques et d'une couche de sédiments. Il y a donc des lithosphères océaniques de nature variée, celle du Pacifique appartenant au premier groupe, celle de l'Atlantique au second.

Bien que condamnées à disparaitre, ces portions d'anciens océans jalonnent la plupart des chaines de montagnes, vielles ou actuelles (Fig. 1b). Elles coïncident avec ou soulignent, le plus souvent, les “sutures” océaniques, c'est-à-dire les cicatrices nées du rapprochement entre deux domaines continentaux ayant appartenu, pendant un certain temps, à des plaques lithosphériques distinctes.

Et puisqu'il s'agit d'un fragment d'océan, il faut bien que jadis se soit trouvé là un océan... disparu depuis. Les ophiolites sont donc logiquement, voire génétiquement, liées à la subduction.

À ce point il faut relever une ambigüité, que le Dictionnaire de géologie[1] ne tranche pas. Bien que confondues dans l'acception courante, il existe en effet deux sortes d'ophiolites : au sens strict, des lambeaux de plusieurs centaines de kilomètres de long et largement dépourvus de métamorphisme (hormis celui associé à l'hydrothermalisme océanique, fruit d'une transformation par hydratation dans le faciès schiste vert, voire amphibolitique, mais dans un contexte dépourvu de déformation) ou, dans un sens plus large, tout fragment un tant soit peu conséquent de lithosphère océanique, y compris passé en subduction (et ayant donc recristallisé dans les faciès schiste bleu ou éclogitique).

Nous reviendrons plus loin sur cette distinction, importante du point de vue des processus.

Caractéristiques des grandes nappes ophiolitiques obductées de par le monde

Considérons dans un premier temps les ophiolites “vraies” : de grands massifs assez comparables par leurs dimensions et leur constitution pétrologique, qui parsèment le globe sur des centaines de kilomètres (Fig. 1b). C'est le cas des ophiolites de Nouvelle-Calédonie, Terre-Neuve, Californie, Timor ou Papouasie-Nouvelle Guinée (liste non-exhaustive), ou de celles appartenant au cycle de convergence alpo-himalayen : dans les Balkans (Bosnie, Albanie), à Chypre, en Turquie, Arménie, Iran, Oman, Pakistan. À titre d'exemple, la plupart des ophiolites mésozoïques sont replacées sur une reconstitution de la Pangée (Fig. 2) avant la fragmentation du Gondwana et la disparition, aujourd'hui à peu près complète, de la Néotéthys.

Les principales ophiolites des 250 derniers millions d'années, position dans une reconstitution de la Pangée et dans leur position actuelle

Figure 2. Les principales ophiolites des 250 derniers millions d'années, position dans une reconstitution de la Pangée et dans leur position actuelle.

a) Principales ophiolites formées/préservées au cours des derniers 250 Ma, et figurées sur une reconstitution de la Pangée (Nicolas, 1989 [35]).

b) Principaux ensembles ophiolitiques étudiés (les exemples méso-cénozoïques sont cette fois dans leur position actuelle). Modifié d'après Dilek et Furnes, 2011 [13] et Agard et al., 2016 [4].


Il existe une certaine diversité naturelle parmi ces ophiolites, selon que l'on s'attache à leur constitution générale, la présence ou non de certains horizons ou leur signature géochimique.

Un certain nombre d'invariants caractérisent cependant la structure obductée / ophiolitique :

  • l'épaisseur cumulée du manteau et de la croute océanique sus-jacente est fréquemment de 1 à 10 km, et n'excède généralement pas 15 km. La croute y est plus (Oman) ou moins (Turquie) développée, pour des raisons de préservation différentielle liée à l'érosion et/ou de structure initiale de la lithosphère. On est toujours loin, en tout cas, d'une épaisseur de “plaque” océanique (80-100 km en moyenne, s'épaississant rapidement depuis son lieu de genèse à mesure qu'elle vieillit et refroidit) ;
  • à leur base affleure systématiquement, quoique distribuée de manière hétérogène car fréquemment remaniée par des déformations ultérieures, une “semelle métamorphique” (Fig. 5a). Il s'agit là d'unités tectoniques assez fines, de quelques dizaines à quelques centaines de mètres d'épaisseur, constituées de métabasaltes et de métasédiments d'origine océanique transformés dans des conditions de haute température et plutôt basse pression (typiquement des amphibolites ou des granulites ; cf. plus loin). Ces semelles proviennent donc du sommet de la croute océanique et ont été sous-charriées sous le manteau de l'ophiolite, c'est-à-dire sous la séquence, en polarité normale, de l'ophiolite (manteau sous-crustal).

Le tableau 1 livre les caractéristiques de quelques-unes de ces ophiolites.

Tableau 1. Caractéristiques de quelques ophiolites majeures

SSZ = suprasubduction zone – MOR = mid-ocean ridge.

PUB = Papuan Ultramafic Belt


Zoom sur Semail, l'icône des ophiolites

L'ophiolite de Semail mérite une attention particulière. Sise à cheval sur la partie Nord de l'Oman et des Émirats Arabes Unis (Fig. 3), localement épaisse de 12 à 15 km, elle s'étend sur environ 500×100 km et constitue une ophiolite emblématique : parfaitement exposée en milieu aride, épargnée par toute collision ultérieure, elle est de loin la plus étudiée au monde.

L'ophiolite de Semail (Oman - Émirats Arabes Unis), carte tectonique et affleurements typiques des différentes unités pétrologiques

Figure 3. L'ophiolite de Semail (Oman - Émirats Arabes Unis), carte tectonique et affleurements typiques des différentes unités pétrologiques.

a) Carte tectonique très simplifiée du Nord-Est de l'Arabie. L'ophiolite de Semail (en bleu et vert) repose largement sur la marge continentale arabe, à cheval sur le Sultanat d'Oman et les Émirats Arabes Unis : elle surmonte notamment les unités d'Hawasina (sédiments pélagiques qui recouvraient le pied de marge de la lithosphère continentale étirée) et des fragments du socle et de la plateforme continentale. On y trouve les massifs du Saih Hatat, contenant schistes bleus et éclogites, et celui du Jebel Akhdar, plus modestement métamorphisé. Pour la coupe A-B voir la fig. 5c.

b) Les célèbres pillow-lavas du Wadi Jizi.

c) Complexe filonien (notez la présence des conduits verticaux).

d) Gabbros foliés.

e) Paléo-Moho : contact entre les gabbros clairs et les péridotites sous-jacentes (cliché C. Nicollet).

f) Allure typique de la section mantellique de l'ophiolite. Notez la foliation fruste et les veines tardives de serpentinite et de magnésite.

g) Base extrêmement déformée de la section mantellique, à proximité et juste au-dessus de la semelle métamorphique (ici en faciès granulite à amphibole).

Pour d'autres vues d'affleurements d'Oman et d'ailleurs, voir le dossier Les ophiolites en 180 photos.


Elle est perçue, depuis la conférence Penrose de 1972, comme représentative de la lithosphère océanique de type Pacifique. De par sa section mantellique – des péridotites de type harzburgite principalement, et son cortège mafique crustal constitué, de bas en haut, de quelques kilomètres de gabbros, d'un complexe filonien (ou sheeted dykes) d'épaisseur kilométrique, et de basaltes amoncelés sur plusieurs centaines de mètres (Fig. 3), elle ressemble aux horizons reconnus en géophysique marine (horizons 4, 3, 2B et 2A, respectivement ; Fig. 1c).

Inventoriée avec une précision extrême depuis les années 1980 sous l'impulsion d'Adolphe Nicolas et des géologues de Montpellier, Strasbourg et Brest notamment, l'ophiolite de Semail a livré, à pied sec, des trésors d'observations pétro-géochimiques. Elle a permis, entre autres, la mise en évidence et la cartographie de grands diapirs mantelliques, éclairé les mécanismes d'interaction entre croute/lithosphère et magmas ascendants, et plus largement renseigné sur les processus de genèse de la lithosphère océanique (Fig. 4).

Carte pétro-tectonique de détail de l'ophiolite de Semail

Figure 4. Carte pétro-tectonique de détail de l'ophiolite de Semail.

Notez la distinction effectuée entre les péridotites HT (high T) et BT (low T), ces dernières étant pour l'essentiel retrouvées au voisinage de la semelle métamorphique.


Bien qu'elle ait fait l'objet d'innombrables études, le contexte géodynamique exact dans lequel a pris naissance l'ophiolite de Semail est encore assez débattu et son éventuelle extension en mer, au large du Golfe d'Oman, largement méconnue.

Les travaux de la dernière décennie suggèrent toutefois qu'il s'agit d'une lithosphère océanique formée vers 95 Ma en contexte de supra-subduction, c'est-à-dire au droit d'une subduction intra-océanique (Fig. 8a), puis mise en place –  « obductée » – alors qu'elle était à peine vieille de quelques millions d'années (Fig. 5).

L'énigme de l'obduction

Le processus d'obduction aboutit, paradoxalement, à la mise en place d'une lithosphère océanique dense, rigide et mince sur une lithosphère continentale aux caractéristiques diamétralement opposées : peu dense, déformable, épaisse (Fig. 5b). Une sorte d'atteinte aux lois de la pesanteur.

Ophiolite et obduction, dispositif tectonique théorique

Figure 5. Ophiolite et obduction, dispositif tectonique théorique.

a) Coupe schématique du dispositif tectonique rencontré au sein de et sous les ophiolites (modifié d'après Dubacq et al., 2019 [15]).

b) Comment s'y prendre pour faire glisser un océan sur le continent ?

c) Évolution tectonique simplifiée de la marge Nord de l'Arabie et mise en place de l'ophiolite de Semail par subduction intra-océanique puis sous-charriage de la marge sous l'ophiolite.


Pourquoi cela, de quoi témoigne ce processus, et où se produit-il ?

Les divers mécanismes envisagés jusque-là (cf. Nicolas, 1989 [35] ; Wakabayashi et Dilek, 2000 [50], 2003 [51]) peuvent être rangés dans deux grandes familles :

  • celle des “flake tectonics” (Oxburgh, 1972 [39]), dont certains modèles récents reproduisent plus ou moins explicitement le scénario (Nicolas et Boudier, 2017 [36] ; Goscombe et al., 2020 [21]). La future ophiolite s'y comporte comme un copeau qui “ripe” contre la marge continentale et vient la chevaucher. Avec le problème suivant : comment vaincre ex nihilo l'augmentation d'énergie potentielle qu'impose la plongée du continent peu dense sous la lithosphère océanique ?
  • celle, jugée plus probable désormais, qui suppose l'existence ou la création d'une subduction intra-océanique (Dewey, 1976 [10] ; Searle et Cox, 1999 [44] ; Agard et al., 2007 [2], 2020 [3]). Elle conduit, après avoir escamoté l'une des deux portions océaniques, à sa traine et transitoirement, à la subduction de la marge continentale adjacente, qui se retrouve ainsi “passivement” sous l'ophiolite (Fig. 5c). Ceci est en accord avec l'empreinte métamorphique de subduction (schistes bleus, éclogites) dont témoigne le matériel continental. Ce deuxième mécanisme possède en outre l'avantage de situer le processus d'obduction résolument dans l'océan, et donc dans la future suture, sans nécessité de “subterfuge” tectonique : ce n'est ni plus ni moins qu'une subduction qui vire à l'impasse. La subduction cesse lorsque la subduction continentale ne progresse plus, s'enraye (cf. Volet #2, Dynamique de l'obduction : un processus avec deux temps forts).

On peut remarquer, par ailleurs, qu'on ne connait pas d'exemple actuel avéré d'initiation de subduction près d'une marge continentale : le démarrage des subductions pourrait bien s'effectuer de manière générale, sinon exclusive, au sein des océans.

La modalité de mise en place des ophiolites est donc radicalement différente de celle des fragments métamorphisés lors d'une subduction plus ou moins poussée, transformés dans les faciès des éclogites et des schistes bleus, et qu'on retrouve également dans les chaines de montagnes (Fig. 6 ; cf. Volet#3 Ophiolites / fragments ophiolitiques : exemples pris dans le cadre français, Viso et Chenaillet). Pour ces morceaux de lithosphère océanique métamorphisés sous conditions de haute pression et basse température, et montrant par ailleurs une extension spatiale bien plus modeste, mieux vaut parler de “fragments ophiolitiques”. Ces fragments sont au reste dépourvus de semelle métamorphique…

Ophiolites et copeaux ophiolitiques

Figure 6. Ophiolites et copeaux ophiolitiques.

Où et comment distinguer ophiolites vraies et copeaux de lithosphère océanique : un problème de taille... et de contexte géodynamique !


La semelles métamorphique, marqueur de la résistance initiale à la subduction... et des ophiolites jeunes ou vieilles

Située immédiatement sous l'ophiolite, la semelle métamorphique est constituée d'horizons très déformés de métabasaltes et de métasédiments pélagiques, c'est-à-dire des matériaux provenant du sommet de la lithosphère océanique. Elle révèle ainsi l'existence du sous-charriage d'une lithosphère océanique sous une autre : une subduction intra-océanique !

Subduction et semelles métamorphiques

Figure 7. Subduction et semelles métamorphiques.

a) Le déclenchement de la subduction intra-océanique qui amorce le processus d'obduction se traduit systématiquement par l'arrachement de lambeaux de croute océanique à ce qui est en passe de devenir la plaque inférieure, c'est-à-dire un “slab” : ce sont les fragments constituant la semelle métamorphique.

b) Tout se passe donc comme si on arrachait l'ongle du doigt de gauche, dont les lambeaux se retrouvent désormais, trainés, plaqués à la base de l'ophiolite... sur toute sa longueur (cf. Fig. 1a).

c) Allure typique des roches – métabasaltes – constituant la semelle métamorphisée en faciès amphibolitique à granulitique.


Sa genèse nécessite un arrachement d'écailles à la plaque plongeante, attestant d'un couplage mécanique fort (voir Volet #2 Dynamique de l'obduction : un processus avec deux temps forts) dans des conditions de température fréquemment très chaudes et similaires pour la grande majorité des semelles : environ 850°C à 30 km de profondeur (Agard et al., 2016 [4]). Les semelles varient toutefois selon qu'elles sont retrouvées sous les ophiolites jeunes ou vieilles (Fig. 7 et 8).

Distinction des ophiolites selon leur “âge” – ophiolite néoformée ou pré-existante, et leur position initiale par rapport à la marge continentale – ophiolite obductée ou “pincée”

Figure 8. Distinction des ophiolites selon leur “âge” – ophiolite néoformée ou pré-existante, et leur position initiale par rapport à la marge continentale – ophiolite obductée ou “pincée”.

Deux modes, non exclusifs, de classification des ophiolites.

a) Relations entre l'âge de l'ophiolite (déduit de celui de sa partie crustale) et celui de la semelle métamorphique. Dans la plupart des cas (cas A) la subduction précède de peu la genèse de la future ophiolite en contexte dit de “supra-subduction”. Il arrive parfois que l'ophiolite mise en place préexiste à la subduction (cas B) : c'est le cas au Sistan (Iran) ou en Arménie.

b) On peut opposer les ophiolites “téthysiennes” et “cordillières” : bien que les deux possèdent des semelles à leur base, elles diffèrent par la polarité de la subduction vis-à-vis de la marge continentale. Les premières aboutissent à l'obduction d'une ophiolite sur une marge continentale étirée. Les secondes ont tendance à préserver un morceau “pincé” de lithosphère océanique avant-arc (la marge continentale est d'ailleurs dépourvue de métamorphisme de subduction).


On retrouve aussi parfois des semelles, accrétées mais non exhumées lors du début de l'obduction, qui sont reprises ensuite par un métamorphisme de subduction classique, froid (350°C à 30 km de profondeur). C'est le cas de certains lambeaux de semelles retrouvés en Turquie (Plunder et al 2016 [41]).

Tout converge donc vers l'hypothèse d'une subduction intra-océanique.

Reste à comprendre l'élément déclencheur (quelle mouche géodynamique a donc piqué l'océan ?), le site exact de l'initiation de la subduction (ride ? faille transformante ? failles de détachement d'une marge hyper-étirée ?) et le lien génétique qu'entretient la future ophiolite avec la subduction initiale (Fig. 8a) : si c'est bien le fragment situé sur la plaque supérieure de la subduction intra-océanique, s'agit-il d'un morceau de lithosphère formée (éventuellement bien longtemps) avant la naissance de la subduction, ou d'un morceau engendré par la subduction elle-même, en position de bassin d'arrière-arc et donc très jeune ? Si l'ophiolite est néoformée au droit d'une subduction toute nouvelle, combien de temps prend la subduction pour nucléer, progresser et engendrer un contre-courant mantellique à l'origine de la nouvelle portion de lithosphère océanique (Fig. 9 ; voir Volet #2 Dynamique de l'obduction : un processus avec deux temps forts) ?


Tout se déroule sans doute assez vite, en 5 à 10 Ma. Dans le cas de l'ophiolite de Semail, l'ophiolite montre un âge de 95 Ma et les semelles s'échelonnent entre 104 et 95 Ma (ces âges datant vraisemblablement leur enfouissement et leur exhumation, respectivement).

À noter qu'il peut être commode d'opposer les ophiolites “téthysiennes” et “cordillières” (Fig. 8b) : si les deux possèdent des semelles à leur base, elles diffèrent par la polarité de la subduction vis-à-vis de la marge continentale. Les premières aboutissent à l'obduction d'une ophiolite sur une marge continentale étirée. Les secondes ont tendance à préserver un morceau de lithosphère océanique “avant-arc”, adossé au continent. Dans ce dernier cas l'opholite est plutôt pincée (“dockée”), et la marge continentale est dépourvue de métamorphisme de subduction.

L'obduction : le fruit d'une perturbation/réorganisation géodynamique

Le démarrage de l'obduction se manifeste par l'émergence d'une nouvelle subduction, intra-océanique. Mais, s'agissant de l'ophiolite de Semail, pourquoi une nouvelle subduction s'est-elle initiée à proximité de la marge Arabe alors qu'il existait déjà une subduction au Nord sous l'Eurasie (Fig. 10) ?

Convergence Arabie-Eurasie, évolution géodynamique avec apparition d'une subduction intra-océanique

Figure 10. Convergence Arabie-Eurasie, évolution géodynamique avec apparition d'une subduction intra-océanique.

a) Évolution de la convergence entre Arabie et Eurasie et fermeture progressive de l'océan néotéthysien, qui disparaît sous l'Eurasie : une zone de subduction additionnelle a vu le jour près de la marge Arabe qui s'apprête, vers 85 Ma, à être à son tour subductée (d'après Fournier et al., 2006 [16]).

b) Évolution géodynamique simplifiée de la convergence entre Arabie et Eurasie durant la période de perturbation géodynamique à l'origine de l'obduction (d'après Agard et al., 2007 [2]).

c) Deux processus concomitants avec une emprise géographique similaire : l'obduction côté Sud de la Néotéthys et l'exhumation de schistes bleus au Nord (cf. b).

d) Situation actuelle : le transect Oman-Iran est le dernier secteur encore en subduction dans la convergence générale entre l'Eurasie et les fragments continentaux dérivés du Gondwana (Afrique, Arabie, Inde).


Cet évènement, de fait, survient peu après une réorganisation majeure de la cinématique des plaques et de la géodynamique : la réorientation et l'augmentation de la vitesse de convergence entre Arabie et Eurasie, en écho à l'ouverture de l'océan Atlantique et à la dynamique mantellique profonde dans l'Est du Pacifique, vers 110±5 Ma. La plaque Arabie-Afrique se dirige, à partir de ce moment-là, trois fois plus vite vers le Nord. Tout se passe donc comme si le raccourcissement absorbé par la zone de subduction située au Nord de la Néotéthys ne suffisait plus à accommoder la vitesse de convergence entre l'Arabie-Afrique et l'Eurasie. Cet évènement se traduit du reste, du côté Nord de la Néotéthys, par une modification du régime de subduction : elle s'y manifeste par l'exhumation synchrone, sur une même emprise spatiale, et également transitoire, de schistes bleus (Fig. 10 c, 10d).

Le déclenchement de l'obduction coïncide toujours, semble-t-il, avec des réorganisations geodynamiques : ce genre de perturbation prélude en effet à l'obduction de la plupart des ophiolites dont le contexte géodynamique peut encore être reconstitué (Turquie, Timor, Nouvelle-Calédonie, etc).

À titre d'exemple, deux époques d'obduction sont bien documentées pour la Néotéthys. La première, vers 105-95 Ma, parsème la marge Nord du Gondwana d'ophiolites, de la Turquie à l'Oman en passant par Chypre et l'Iran (Ricou, 1971 [42]). La seconde, à 70 Ma, est contemporaine de la séparation de l'Inde, depuis l'ensemble du Gondwana, et de son départ vers l'Eurasie. Les ophiolites de Masirah, Bela et Ras Koh jalonnent l'itinéraire de la marge Ouest de la plaque (Fig. 11a ; Gnos et al., 2003 [20] ; Gaina et al., 2015 [18]).

Obductions et perturbations géodynamiques

Figure 11. Obductions et perturbations géodynamiques.

Perturbations en série : les obductions succèdent à des perturbations géodynamiques de grande ampleur.

a) Tout comme pour l'ophiolite de Semail (et celles du Zagros, de Turquie et de Chypre ; Tab. 1), les ophiolites aujourd'hui situées entre l'Afghanistan et le Pakistan sont associées à la migration de l'Inde vers le Nord et résultent de la naissance d'une subduction intra-océanique.

b) La recension des pics d'obduction à travers les temps géologiques fait apparaitre une coïncidence avec des évènements géodynamiques globaux, tels que la naissance de super-panaches mantelliques (super-plumes). En témoignent les ophiolites jurassiques des Balkans (Vaughan et Scarrow, 2003 [49] ; Agard et al., 2007 [2]).


Ces deux époques sont à chaque fois synchrones d'une perturbation géodynamique majeure. Un autre aspect mérite d'être souligné : ces ophiolites appartiennent, de fait, à des ensembles plus vastes, couvrant des milliers de kilomètres. L'échelle du processus, qui s'inscrit donc en milliers de kilomètres, signe l'implication manifeste de la convection mantellique (Jolivet et al., 2016 [26]).

Une autre observation va dans ce sens : on relève, à l'échelle des temps géologiques, des pics d'occurrence du processus d'obduction, qui semblent associés à des réorganisations de la cinématique des plaques ou à l'émergence de super-pananaches (ou super-plumes) mantelliques (Fig. 11b ; Abbate et al., 1985 [1] ; Vaughan et Scarrow, 2003 [49]).

Puisque la route de l'obduction passe/démarre par celle de la subduction, qu'en est-il des ophiolites très anciennes ? Ne permettent-elles pas de dater la naissance, sur Terre, du processus de subduction lui-même ? Quel est l'âge des plus vieilles semelles ?

La figure 12 recense les ophiolites plus anciennes qu'un milliard d'années, c'est-à-dire formées avant la constitution du super-continent Rodinia (Moores, 2002 [33]). Ces ophiolites sont toutefois un peu différentes, ne montrant ou ne préservant pas de manteau basal très déformé, pas de semelle pour les plus vieilles. À quels paramètres ou processus assigner ces différences ? On manque encore d'études modernes à ce sujet.

Liste et position approximative des ophiolites formées il y a plus de 1 Ga

Figure 12. Liste et position approximative des ophiolites formées il y a plus de 1 Ga.

Il subsiste quelques très vieilles ophiolites dont les plus vieilles se sont mises en place il y a plus d'1 milliard d'années.


Bibliographie

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[1] Par exemple, dans le Dictionnaire de géologie, 9e éd., Dunod (A. Foucault, J.-F. Raoult, B. Platevoet, F. Cecca, 2020), il est bien évoqué la distinction entre les « fragments de lithosphères océaniques » subductés puis exhumés et les fragments ”simplement” obductés. La taille n'est pas un critère et l'essentiel du texte est consacré à la description des ophiolites ici appelées “vraies”, avec la distinction HOT et LOT.