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Le mot géologie de la semaine : O est pour Ophiolite-Georneys

août 6, 2021 by admin

Ombres sur la péridotite du manteau d’Oman, janvier 2009.

déf. Ophiolite:
Une ophiolite est un segment de croûte océanique et de manteau exposé tectoniquement sur terre par obduction (sur-poussée), généralement lorsqu’un bassin océanique se ferme. Une séquence d’ophiolite se compose de roches océaniques altérées de manière variable, y compris les sédiments marins, la croûte océanique et une partie du manteau. Le nom ophiolite signifie « pierre de serpent » de « ophio » (serpent) et « lithos » (pierre) en grec. La séquence rocheuse doit son nom aux minéraux serpentins vert brillant ressemblant à un serpent qui se forment dans la croûte et le manteau océaniques altérés. Les ophiolites sont rares mais néanmoins présentes dans le monde entier. Des ophiolites notables se trouvent à Chypre, dans le nord-ouest des États-Unis, dans les Alpes, en Papouasie-Nouvelle-Guinée et à Oman.
Je suis géologue marin, mais je triche souvent et je travaille sur terre. Pour l’un de mes projets d’examen général de doctorat, j’ai travaillé sur des roches d’Islande, qui fait partie de la dorsale médio-atlantique qui s’est accumulée au-dessus du niveau de la mer à cause d’un point chaud. Pour ma recherche de thèse, je travaille sur l’ophiolite de Samail, située à Oman et aux Émirats arabes Unis et qui est l’une des ophiolites les plus grandes, les mieux conservées et les mieux exposées au monde. Pour les deux projets, j’étudie des roches marines qui ont été exposées sur terre en raison de circonstances inhabituelles. Bien que ces roches soient anormales et ne soient donc pas des analogies parfaites pour vos roches de fond marin moyennes, il y a de grands avantages à pouvoir réellement voir, toucher et – si nécessaire pour l’identification – goûter les roches marines dans le contexte d’un affleurement.

La géologie marine traditionnelle est coûteuse et difficile. Le fond de l’océan étant généralement recouvert de plusieurs kilomètres d’eau, les géologues marins ne peuvent pas étudier le fond de l’océan en utilisant des méthodes géologiques traditionnelles. Autrement dit, les géologues marins ne peuvent pas se promener avec leurs cartes, leurs marteaux et leurs boussoles Brunton et observer la géologie de première main. Au lieu de cela, les géologues marins doivent sortir sur des navires et utiliser des méthodes à distance pour faire des observations et échantillonner le fond de l’océan. Sortir sur des navires coûte très cher, coûtant des dizaines de milliers de dollars par jour. Par exemple, l’une des meilleures façons d’observer le fond de l’océan est de descendre dans un submersible habité en haute mer tel qu’Alvin. Cependant, les coûts d’exploitation d’Alvin, y compris les frais de navire, sont d’environ 40 000 $ par jour. C’est incroyablement cher, et même Alvin ne vous permet pas de marcher sur les rochers avec votre Brunton. A titre de comparaison, un mois de travail de terrain dans le sultanat d’Oman coûte environ 10 000 $pour moi et un assistant– environ 3 000 $pour deux aller-retour de billets d’avion, environ 4 000 $pour une location de 4 x 4, 500 $pour le gaz, 500 $pour la nourriture et l’eau, peut-être 500 $pour quelques nuits dans un hôtel (nous campons le reste du temps), et de 1 500 $pour les fournitures et l’expédition des roches. Ainsi, pour 1/4 du coût d’exploitation d’Alvin pour une seule journée, je peux effectuer un mois de travail de terrain sur des roches marines exposées dans l’Ophiolite de Samail. Oman est un pays cher, de sorte que beaucoup de ces coûts (tels que le véhicule de location) sont réduits lorsque vous travaillez sur d’autres ophiolites.

Il existe différentes méthodes d’observation à distance de la géologie du fond de l’océan. La topographie du fond de l’océan peut être cartographiée à partir d’un navire en utilisant la bathymétrie multifaisceaux (ondes sonores rebondissantes du fond de l’océan pour calculer la topographie) ou par altimétrie satellite (en utilisant la hauteur des vagues de l’océan pour rechercher des anomalies de gravité et déduire la topographie ci-dessous). D’autres instruments distants (à bord d’un navire ou par satellite) permettent aux géologues marins de mesurer les propriétés, telles que le magnétisme et l’attraction gravitationnelle (qui peuvent fournir des informations sur la topographie et la densité), des roches marines. Les ondes sismiques – source passive (générée naturellement par la Terre, comme lors d’un tremblement de Terre) et source active (générée par l’homme, souvent par une explosion) – peuvent être surveillées pour en apprendre davantage sur la structure des roches marines. Par exemple, la vitesse des ondes sismiques à travers diverses parties de la croûte et du manteau peut être utilisée pour déduire la densité. Les ondes sismiques se déplacent plus rapidement à travers des couches plus denses (comme la roche dure comme le basalte ou le gabbro) et se déplacent plus lentement à travers des couches moins denses (comme les sédiments marins mous).

Il existe également diverses méthodes d’échantillonnage du fond de l’océan. L’une des meilleures façons d’échantillonner le fond de l’océan est d’utiliser un submersible en haute mer tel qu’Alvin, car cela vous permet de voir exactement d’où viennent les roches que vous échantillonnez. Cependant, comme l’Alvin et les autres submersibles sont si chers, une méthode très courante d’échantillonnage du fond marin est le dragage — essentiellement, en jetant un panier métallique sur le côté du navire et en le traînant le long du fond marin. Cette technique simple peut être très efficace. Par exemple, lorsque j’ai participé à une croisière de deux mois le long de la crête de Ninetyeast, nous avons obtenu environ 3 000 kilogrammes de roches par dragage. Cependant, le dragage ne fournit qu’un contexte géologique limité pour les échantillons et tend également à ramasser des roches de surface meubles qui peuvent ou non être représentatives de l’affleurement. Par exemple, ces roches peuvent avoir roulé en descente depuis d’autres endroits. Une autre méthode d’échantillonnage consiste à forer des carottes du fond de l’océan. Depuis la fin des années 1960, il y a eu un effort mondial pour obtenir des carottes du fond de l’océan, sous la forme d’abord du Projet de Forage en Haute Mer, puis du Programme de Forage Océanique et enfin du Programme Intégré de Forage Océanique. Les carottes sont excellentes car elles échantillonnent le fond marin réel (pas seulement les roches meubles) et peuvent également échantillonner profondément dans la croûte. Cependant, comme je l’ai discuté dans mon article sur la lithosphère, aucun effort de forage océanique n’a réussi à atteindre la limite croûte-manteau. Les noyaux ont également leurs limites. Ils ne mesurent que quelques pouces de diamètre et ne fournissent donc que des instantanés cylindriques étroits de la géologie globale. Certains carottes sont assez profondes, mais d’autres ne peuvent échantillonner que les quelques mètres supérieurs du fond de l’océan. Le forage est également beaucoup plus long et coûteux que le dragage.

Parce que l’étude de la géologie du fond océanique réel est si difficile et coûteuse, de nombreux géologues marins travaillent également en Islande – le seul endroit où vous pouvez marcher le long d’une dorsale médio-océanique active – et aux ophiolites, qui sont des fragments de croûte et de manteau océaniques qui ont été exposés sur terre en raison de circonstances tectoniques inhabituelles. La croûte océanique dense est presque toujours subductive sous une croûte continentale plus légère et plus flottante. C’est la situation traditionnelle de la tectonique des plaques que vous apprenez dans les cours d’introduction aux sciences de la Terre. Cependant, dans certaines circonstances, la croûte océanique – au moins de petites éclats – peut être poussée sur terre. Par exemple, cela se produit souvent lorsque les bassins océaniques se ferment, en particulier si la croûte océanique est jeune, relativement chaude et flottante. Des éclats de croûte océanique peuvent également être projetés sur terre dans un environnement d’avant-bras. L’avant-bras est la zone située entre une zone de subduction et son arc volcanique associé. La nouvelle croûte continentale s’accrète souvent dans les environnements de l’avant-bras, et cette accrétion comprend souvent de petits morceaux de croûte océanique.

À titre d’exemple, voici une version simplifiée de l’obduction (sur-poussée) de l’ophiolite de Samail en Oman :

Obduction d’ophiolite de Samail. Croûte continentale indiquée par des croix, croûte océanique
par des ombrages plus foncés. Figure tirée de Coleman (1981). Cliquez sur la figure pour l’agrandir.

Il y a une autre raison importante pour laquelle les géologues marins étudient souvent les ophiolites: en plus d’exposer la croûte océanique, les ophiolites exposent souvent une section du manteau sous-jacent. Comme les scientifiques n’ont jamais foré assez profondément dans la Terre pour observer le manteau, les ophiolites sont importantes car ce sont des endroits où les géologues peuvent observer directement de grandes sections de roches du manteau. Les géologues peuvent également étudier les roches du manteau qui ont été remontées au fond marin par des processus tectoniques, mais encore une fois, toute cette eau rend l’observation difficile.

Voici une carte qui montre les expositions globales des roches du manteau (alias « ultramafiques »). Cette carte est un peu datée puisqu’elle a été publiée en 1982. Depuis lors, beaucoup plus d’expositions au manteau ont été découvertes, en particulier au fond de l’océan. Cependant, la carte vous donne une bonne idée générale de l’endroit où se trouvent les ophiolites (lignes sur les continents) et où les roches du manteau (points et boîtes sur les océans) ont été amenées à la surface du fond de l’océan.

Carte du monde montrant l’emplacement des ophiolites (lignes sur les continents) et l’exposition des roches du manteau au fond de l’océan (points et boîtes sur les océans). Figure tirée de Hekinian (1982).
Cliquez sur la figure pour l’agrandir.

Dans la définition ci-dessus, je mentionne une séquence d’ophiolite. La séquence d’ophiolite classique, telle que celle trouvée à Oman, est constituée de sédiments marins puis de basalte volcanique puis de gabbro plutonique (même composition chimique que le basalte, mais cristallisé en profondeur plutôt qu’à la surface du fond de l’océan) puis de manteau (principalement de la péridotite). Ces couches d’ophiolite classiques ont reçu des numéros que les géologues marins utilisent comme main courte. Les chiffres sont:

1- Sédiment d’eau profonde
2- Basalte
3-Gabbro
4- Péridotite

Certaines de ces couches ont été distinguées en sous-couches en fonction de la densité et des caractéristiques texturales :

1 – sédiment d’eau profonde – pas de subdivision.
2- Basalte – souvent divisé en A, B et C. La couche 2A représente le basalte de lave en oreiller de surface tandis que 2C représente une zone avec des digues bâchées, qui se refroidissent plus lentement et sont de composition gabbroïque. 2B est une sorte de zone de transition. Certains géologues décomposent simplement la couche 2 en 2A (volcanites de surface) et 2B (digues bâchées).
3-Gabbro – souvent divisé en 3A (gabbro régulier) et 3B (gabbro stratifié).
4-Péridotite – pas généralement subdivisée, bien qu’il existe également une péridotite régulière et stratifiée.

Couches de la croûte océanique (et du manteau). Figure modifiée à partir de Brown et Mussett (1993) et
tirée de mes notes de cours de géologie marine &Géophysique I. Cliquez sur la figure pour l’agrandir.

Pendant de nombreuses années, les géologues marins ont basé leur compréhension de la structure et de la composition de la croûte et du manteau océaniques sur la structure et la composition des ophiolites. Maintenant, les géologues marins comprennent que la structure de la croûte et du manteau océaniques réels diffère souvent légèrement de celle des ophiolites. Par exemple, la croûte océanique et les couches du manteau sont souvent plus épaisses dans l’océan réel que dans les ophiolites (voir figure ci-dessus). Néanmoins, les ophiolites fournissent d’excellents analogues facilement accessibles pour la croûte et le manteau océaniques.

Voici quelques photographies de mes propres travaux de terrain dans la couche de péridotite de l’ophiolite de Samail à Oman. Pour ma thèse, j’étudie les façons uniques dont la péridotite – qui est une roche du manteau et n’appartient pas à la surface de la Terre – se modifie lorsqu’elle est soulevée sur la terre. En particulier, j’étudie la formation de minéraux carbonatés. Lorsque la péridotite se modifie, de nombreux minéraux carbonatés (par exemple, calcite, dolomie, magnésite) se forment. Le dioxyde de carbone (CO2) contenu dans ces carbonates provient de l’atmosphère. Thus, formation of carbonate minerals in peridotite is a natural process that removes CO2 from the atmosphere and stores this CO2 in solid mineral form.