1. Qu’est-ce qu’une ophiolite ?

Une ophiolite est donc une fenêtre directe sur les océans du passé. Sans elles, on ne pourrait pas étudier la lithosphère océanique antérieure à 180 Ma, car cette dernière a été subductée. Les ophiolites sont l’équivalent géologique d’archives sauvées du recyclage.

2. La structure verticale d’une lithosphère océanique

Au niveau d’une dorsale, la lithosphère océanique se forme par accrétion : du magma issu du manteau remonte et cristallise progressivement. La structure résultante est stratifiée verticalement. De haut en bas :

Cette séquence — sédiments / basaltes en coussins / filons / gabbros / péridotites — est appelée séquence ophiolitique complète. Quand on observe sur un continent cette succession de roches dans cet ordre vertical, on a la signature non équivoque d’une ancienne lithosphère océanique.

3. Les roches caractéristiques en détail

3.1 Les sédiments à radiolaires

3.2 Les basaltes en coussins

Quand la lave basaltique s’épanche au contact de l’eau de mer froide, sa surface se refroidit très rapidement et forme une « peau » solide. La lave continue à s’épancher à l’intérieur de cette peau, qui se déforme en boules ou coussins (pillow lavas). Cette morphologie particulière est exclusive au volcanisme sous-marin : la voir signifie qu’on est face à du volcanisme océanique.

3.3 Le complexe filonien

Les filons de basalte (dykes) sont des injections verticales de magma dans des fissures. Au niveau d’une dorsale en extension, ces filons se mettent en place les uns après les autres, parallèlement entre eux. On observe en coupe un empilement de filons accolés, formant le « complexe filonien ». C’est la signature directe de l’extension à la dorsale.

3.4 Les gabbros

Les gabbros sont des roches plutoniques basiques de même composition chimique que les basaltes, mais cristallisées lentement en profondeur (dans la chambre magmatique sous la dorsale). Cristaux visibles à l’œil nu (mm à cm) : pyroxènes, plagioclase, parfois olivine.

3.5 Les péridotites

Les péridotites sont des roches du manteau lithosphérique, riches en olivine (verte) et pyroxène. Quand elles entrent en contact avec de l’eau de mer (hydratation), elles se transforment partiellement en serpentinites — d’où le nom d’« ophiolite » qui évoque l’apparence serpentineuse de ces roches transformées.

4. Une histoire de la découverte

Les ophiolites ont été nommées en 1813 par le géologue français Alexandre Brongniart (déjà rencontré au cours 1B.1 pour ses travaux sur le Bassin parisien). Mais leur interprétation comme vestiges d’océans disparus n’a été établie qu’avec la théorie de la tectonique des plaques (années 1960-1970).

L’étude pionnière a été menée sur l’ophiolite de Troodos (Chypre), où la séquence complète est exceptionnellement bien préservée. C’est à Troodos qu’on a compris pour la première fois qu’on avait sous les yeux un fragment de plancher océanique exhumé.

5. Pourquoi sont-elles préservées ?

Normalement, une lithosphère océanique plonge en subduction et disparaît dans le manteau. Comment une ophiolite arrive-t-elle alors à la surface d’un continent ? Deux mécanismes principaux, étudiés dans les leçons 2.2 et 2.3 :

• Obduction : la lithosphère océanique chevauche un continent au lieu de plonger sous lui. Elle est préservée à la surface, métamorphisée à basse pression (faciès schistes verts).
• Subduction puis exhumation rapide : la lithosphère océanique plonge, est métamorphisée à haute pression (faciès schistes bleus ou éclogites), puis remonte rapidement avant de fondre. Elle est exhumée tectoniquement.