TRAVAUX ET DOCUMENTS DE L 0.R.S.T.O.M. No 72

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2 TRAVAUX ET DOCUMENTS DE L 0RSTOM No 72 Jean-Franqois PARROT Géologue Ci L 0RS TQM Docteur b Sciences Naturelles ASSEMBLAGE OPHIOLITIQUE DU BAËR-BASSIT ET TERMES EFFUSIFS DU VOLCANO-SÉDIMENTAIRE PÉTROLOGIE D UN FRAGMENT DE LA CROUTE OCÉANIQUE TETHYSIENNE CHARRIÉE SUR LA PLATE-FORME SYRIENNE O R S T O M PARIS

3 Cet ouvrage a fait l objet d rcne tlièse prisent& le 19 novembre 1976 pow obtenir le grade de Docteur 2s Sciences Naturelles, Ci l Université de Nancy I La loi du 11 mars 1957 n autorisant, aux termes des alinéas 2 et 3 de l article 41, d une part, que les e copies ou reproductions strictement réservées à l usage privé du copiste et non destinées à une utilisation collective a et, d autre part, que les analyses et les courtes citations dans un but d exemple et d illustration, e toute représentation ou reproduction intégrale, ou partielle, faite sans le consentement de l auteur ou de ses ayants droit ou ayants cause, est illicite x (alinéa 1 de l article 40) Cette représentation ou reproduction, par quelque procédé que ce soit, constituerait donc une contrefacon sanctionnée par les articles 425 et suivants du Code Pénal ORSTOM, 1977 ISBN

4 La teme e,!d brue camttie une atrange Paul ELUARD (L'amour la Poésie ) la t w e brêtne at un dantõtne QLL~ be d&abe hou6 na6 pa Louis PARROT (Oeil de fumée ) A la mémoire de deux poètes, Louis PARROT et son ami Paul ELUARD, dont je rêve la préhension du monde 111

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6 AVANT-PROPOS ET REMERCIEMENTS C'est Jan BRUNN qui me parla véritablement pour la première fois d'ophio- lites alors qu'en juin 1963, terminant ma licence chez Jean RAVIER, je cher- chais un sujet de thèse de 3ème cycle Quinze jours plus tard, j'étais en Grèce, dans le Pinde septentrional o3 Jan BRUNN ne tardait pas 2 me rejoindre Je garde un précieux souvenir de ces excursions de reconnaissance faites éga- lement en compagnie d'alain DESPRAIRIES, dans les vallées du Miléotikos, du Kirakali ou de 1'Aspropotamos L'année suivante, nous fîmes avec Jan BRUNN, une nouvelle excursion, cette fois-ci dans le Vourinos, notamment le long de l'hliakmon ; Harry HESS, J-C MAXWELL et Eldrige MOORES y participaient A l'issue de ma première campagne en Grèce, j'étais entré h l'orstom, où je suis resté jusqu'à ce jour Je souths ma thèse de 3ème cycle en juin 1967 ; Jan BRUNN me fît le grand plaisir, comme maintenant,de faire partie du jury La même année, j'abandonnai par éthique personnelle vis-à-vis des évé- nements politico-militaires qui affectaient la Grèce d'alors, un travail commencé depuis deux ans et devait normalement déboucher sur ma thèse d'état Cherchant d'autres cieux, je m'adressai une nouvelle fois à Jan BRU" qui me mît en relation avec Georges ROCCI et son équipe nancéenne : Alain DESMET, François BAROZ et Henriette LAPIERRE, et les membres de la RCP 214 "roches vertes mésogéennes" : Thierry JUTEAU, Adolphe NICOLAS, Michel ROLLET et Nicole VATIN-PERIGNON Très attiré bibliographiquement par la région étudiée dans le nord-ouest syrien et le Hatay par Louis DUBERTRET, je partis en reconnaissance au cours de l'été 1969, ne sachant pas a priori si j'aborderais l'étude de cette région V

7 par le côté turc ou par le côté syrien Le choix fut finalement facile entre une montagne de difficultés administratives en Turquie et l'accueil chaleureux rencontré en Syrie, que ce soit à l'université où je fus reçu par Joseph KHOURY, ou au département de Géologie du Ministère du Pétrole et des Ressources minières à Damas où j'ai successivement bénéficié de l'aide de Souleiman ATFEH, de Michel KHOURY et de Nazir MALKY, plus récemment de celle du vice-ministre S ATTAIE, ainsi que de celle de la nouvelle équipe dirigeant le département depuis 1975 Cette première mission de reconnaissance m'attira au niveau de l'orstom, de nombreuses difficultés d'ordre administratif, la région que je projetais d'étudier, n'entrant pas alors dans l'orbe des préoccupations de cet Office A toute chose, malheur est bon, car les difficultés rencontrées à cette époque auprès de Guy CAMUS et Jean SEVERAC, Directeur Général et Secrétaire Général d'un organisme dont mon attachement 2 la défense de ses intérêts scientifiques n'est plus à démontrer, n'ont pas peu contribué à forger mon caractère J'ai à cette occasion bénéficié du soutien de mes collègues et de celui du Comité Technique, organe de Conseil scientifique à l'qffice, notamment de Jean GOGUEL, de Jean RAVIER et de René DARS, ces deux derniers étant respectivement mes Directeur et Parrain scientifiques 2 1'ORSTOM Depuis 1971, Georges ROCCI a remplacé Jean RAVIER, comme Directeur scientifique ; dans le même esprit, il m'a toujours apporté un soutien sans lequel, dans le climat qui venait de s'instaurer, je n'aurais certainement pas pu continuer des recherches dont ce mémoire représente en partie l'aboutissement Parallèlement à cette Direction scientifique à l'orstom, Georges ROCCI assure depuis 1970 la direction de mon travail de thèse, m'intégrant pleinement dans son laboratoire malgré les difficulds causé par l'éloignement, assurant le support financier de mes campagnes sur le terrain, et m'associant aux travaux de son équipe Ma rencontre avec Yan BOTTINGA remonte ; elle est consécutive aux recherches entreprises par Raymond MONTIGNY sur des échantillons du Pinde septentrional et du Vourinos que je lui avais procurés en 1968, et sur lesquels ont également travaillé Claude ALLEGRE et Marc JAVOY C'est 2 l'occasion de nombreuses discussions au laboratoire de Claude ALLEGRE que j'ai acquis, sinon quelque lumière, du moins quelque goût pour la Géochimie Yan BOTTINGA m'a appris à manier avec prudence cette technique qui, en raison de ma formation purement pétrographique, ne m'est pas encore tout à fait familière D'ailleurs, les remarques amicales et les critiques qu'il fît sur le premier manuscrit remis au mois de mai étaient bien le reflet d'un manque d'exploitation des données chimiques, manque que je me suis efforcé, à partir de ses remarques, de combler en remaniant de fond en comble le texte de ce mémoire pendant les mois d'été v1

8 En 1970, j'étais 2 Chypre où Henriette LAPIERRE, avec son dynamisme légendaire, me fit toucher du doigt aux arcanes insulaires Cette parfaite connaissance d'un domaine qu'elle avait déjà abondamment dépouillé, me permit de déchiffrer plus rapidement que je ne l'aurais pensé, les grands traits de la région ophiolitique du nord-ouest syrien dont j'abordais l'étude Cette année-là, ma campagne de terrain débuta par une tournée générale faite avec Khaled AL MALEH, élève de Joseph KHOURY et Gabriel LUCAS, qui commençait une thèse sur la région voisine du Kurd Dagh, thèse qu'il soutint au début de 1976 De plus, cette même année 1970, lors d'un nouveau passage à Chypre sur le chemindu retour, je fis la connaissance d'hubert WHITECHURCH qui devait quelques années plus tard, entamer sur mes conseils, une thèse de 3ème cycle sur les roches métamorphiques de la région du Ba&-Bassit L'année 1971 fut également riche en déplacements dans le bassin de la Méditerranée orientale Tout d'abord, dans le cadre de la RCP 214, nous fîmes sous la direction de Georges ROCCI, une excursion 2 Chypre, en Turquie, dans les nappes d'antalya, et en Grèce, dans les massifs du Pinde septentrional et du Vourinos ; Thierry JUTEAU, GÜnter LENSCH, Henriette LAPIERRE, Georges ROCCI, Michel ROLLET et Nicole VATIN-PERIGNON y participèrent Thierry JUTEAU nous montra, pendant le peu de temps dont nous disposions, ce que la région de Kemer qu'il étudiait, renferme comme trésors ophiolitiques ; ce fût pour moi l'occasion de faire un catalogue de faciès pétrographiques particuliers que je devais en partie retrouver ultérieurement dans le nord-ouest syrien, et de nouer avec Thierry JUTEAU des contacts amicaux et de travail qui ne se sont pas estompés Je devais cette année-là, me rendre une nouvelle fois en Grèce septentrionale, pour guider aux côtés de Jan BRU", dans le secteur du Pinde, une excursion organisée par 1'IUGS ; j'y rencontrai 2 nouveau Eldridge MOORES, et j'y fis la connaissance de Daniel BERNOUILLI, Pierre ELTER, Everett JACKSON,Hans LAUBSCHER et Gilbert SMITH Outre ces deux excursions, je fis cette même année deux courtes missions sur mon terrain de thèse, la première seul, la seconde, en compagnie d'henriette LAPIERRE, ce qui nous conduisit 2 publier une note commune sur la entre la région de Mamonia à Chypre et celle du Ba&-Bassit en Syrie En 1972, je poursuivis mes investigations avec l'aide de Chaaban KOUSSA qui me servit de guide, de porteur et m'enseigna le peu d'arabe que je possède, suffisamment toutefois pour que je puisse me sentir là-bas un peu chez moi Les campagnes faites en sa compagnie, en 1972, 1973 et 1974, ont toujours été pour moi un plaisir renouvellé et je retire de son commerce une connaissance complète de la région, qu'il s'agisse de ses habitants, de ses paysages ou de ses plantes sauvages qu'il connait presque toutes v11

9 1973 a vu le début d'un travail d'équipe dans le nord-ouest syrien Ce fût en effet l'année de la première campagne de terrain de ma collègue de labo- ratoire, Mireille DELAUNE-MAYERE, qui commença un travail de thèse sur les séquences sédimentaires du volcano-sédimentaire associé aux ophiolites ; et il en fût de même pour Hubert WHITECHURCH, venu étudier les roches métamorphiques infrapéritotitiques Cette même équipe se retrouva l'été suivant dans le nord-ouest syrien, et Luc-Emmanuel RICOU vînt faire dans le Ba&-Bassit une tournée d'une dizaine de jours qui se prolongea, grâce h l'appui matériel du service géologique syrien, dans la dépression du Ghab et le Djebel Druze, notamment son secteur oriental Enfin, une dernière campagne eut lieu en 1975 ; mon Directeur de thèse, Georges ROCCI, vint h cette occasion afin de juger l'état d'avancement de mes travaux sur le terrainalastdr ROBERTSON, de l'université de Cambridge y par- ticipait également ; j'étais entré en relation avec lui par suite de contacts pris cette même année avec John SEWING C'est à l'issue de cette dernière campagne que je commençai la rédaction de ce mémoire de thèse dont la forme définitive, corrigée et reprise à partir de mai 1976, doit beaucoup aux remarques faîtes sur le premier manuscrit par mes rapporteurs : Georges ROCCI, Yan BOTTINGA et Thierry JUTEAU Cette rédaction menée conjointement h celle de quatre articles dont deux ont déjà parus (les deux autres étant actuellement sous presse), ne fût interrompue qu'une vingtaine de jours pour participer aux côtés de Georges ROCCI, Alain DESMET, Jacqueline DESMONS, Claude GAGNY, Henriette LAPIERRE et Jean- Jacques WAGNER, à une campagne sur le complexe filonien du Troodos C'est au cours de cette campagne que j'ai pu vivement apprécier les méthodes de travail de Claude GAGNY, méthodes dont la connaissance tardive ne m'a malheureusement pas permis de les appliquer aux affleurements du Ba&-Bassit La sympathie qui s'est renforcée au cours de cette dernière campagne entre Claude GAGNY et moi, m'a naturellement conduit h lui demander de participer au jury de thèse Contrairement h ce que pourrait bien laisser croire le début de cet avant- propos, le travail du géologue ne s'effectue pas exclusivement sur le terrain, et celui qu'il fait au laboratoire exige en fait la plus grande partie de son temps Partant, les conditions de travail au laboratoire sont primordiales Je dois dire qu'h ce sujet, j'ai été particulièrement comblé, tant, au plan des rapports humains, qu'au plan des facilités qu'offre en fait 1'ORSTOM si l'on est un tant soit peu dynamique, les moyens matériels et financiers apportés par le Centre de Bondy étant en effet diversifiés et nombreux De plus, le laboratoire de Géologie de ce centre où j'entrai en 1963 à l'instigation VllL

10 de Michel DESFOSSEZ et dont j'ai la responsabilité depuis son départ en 1967, se caractérise par l'esprit d'équipe qui règne depuis tout temps entre les membres qui l'ont composé ou le composent ; P ce titre, je citerai tout d'abord Michel DESFOSSEZ qui fût son fondateur, Pierre VERDON1 qui est P 1'ORSTOM depuis 1962 et Mireille DELAUNE-MAYERE qui entra dans le laboratoire P peu de chose près en même temps que moi ; ensuite, Jeanne HARLE et Jean-Claude PLOTTE respectivement en poste depuis 6 et 5 ans Par ailleurs, les échanges de vues avec des collègues travaillant dans d'autres laboratoires ont été toujours chaleureux et instructifs Ce fut bien sur en premier lieu le cas de ceux avec lesquels j'ai présenté un certain nombre de publications communes : Mireille DELAUNE-MAYERE, Claude GUERNET, Thierry JUTEAU, Henriette LAPIERRE, Adolphe NICOLAS, Dominique RAMBAUD, Luc- Emmanuel RICOU, Georges ROCCI, Michel ROLLET, Pierre SEGALEN, John SMEIJING, Nicole VATIN-PERIGNON, Pierre VERDONI et Hubert WHITECHURCH En second lieu, tous ceux que je n'ai pas encore cités et avec qui j'ai eu d'abondants et fréquents échanges de vue : Ian ARGYRIADIS,Jean MARCOUX, Jean MERCIER, Olivier MONOD et André POISSON, 2 Orsay ; B BIJU-DUVAL et J DEBYSER P 1'IFP ; Bernard AZAMBRE et Edmonde SOLER P Paris VI ; et P Nancy, Jean BEBIEN, Maryse et Daniel OHMENSTETTER ainsi que R analyses chimiques MONTANARI qui me fit une partie des Que tous ceux qui, P quelque titre que ce soit, m'ont aidé pendant toute cette longue période rapidement esquissée dans ces quelques pages, trouvent ici l'expression de ma sympathie, de mes remerciements et de ma reconnaissance Et j'aurai garde d'y associer ceux que je côtoie quotidiennement sur mon lieu de travail et parmi lesquels je compte de réels amis, qu'ils appartiennent aux services administratifs, aux services généraux, au service central de documentation (publications, cartographie, bibliothèque, diffusion), au bureau de calcul et aux divers services scientifiques de cette maison notamment le Laboratoire de Spectrographie et celui de la Chimie des Sols Tous ont contribué, P des degrés divers, sinon P l'achèvement de ce travail, du moins 2 l'établissement d'un climat sans lequel toute tâche devient plus difficile Leur nombre est tel que je renonce 5 les nommer, surtout dans la crainte d'en oublier P une heure où je rédige fébrilement cet avant-propos, 4 jours avant la date de la soutenance Que tous soient assurés que ma recon- naissance à leur égard n'en est pas moins grande Je remercierai toutefois particulièrement Marinette TEPPAZ qui a assuré la frappe de ce mémoire et Jean BOUNIOL qui a complété et habillé l'ensemble des 130 figures qui accompagnent ce texte 1x

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12 INTRODUCTION Placée B l'extrémité occidentale de la ceinture de nappes opgolitiques charriées sur le pourtour septentrional de la plate-forme arabique CRICOU, 1971 ; fig 1 et 2), située en regard de l'île de Chypre dont elle prolonge vers l'orient les formations et les structures (LAPIERRE et PARROT, J972), la région ophiolitique du Bier-Bassit (nord-ouest de la Syrie) représente donc un maillon important de l'ensemble téthysien oriental (fig 3) On y observe une tectonique tangentielle d'âge intra-maestrichtien contemporaine de la mise en place des ensembles basique-ultrabasiques et roches associées, et une tectonique cassante ultérieure affectant, au moins jusqu' au Miocène, l'ensemble des formations du nord-ouest syrien (fig 4) Si, au niveau de l'ensemble basique-ultrabasique proprement-dit, elle n' apporte pas d' informations nouvelles permettant de confirmer ou d'infirmer les modèles génétiques récemment proposés (JUTEAU, 197Q ; MOORES et VINE, J971 : GREENBAUM, 1972 : ALLEGRE et al, 1973 ; SMEWING et al, 1975 ; etc ), elle fournit en revanche de nombreuses données sur les termes micro- grenus et volcaniques de l'assemblage ophiolitique ; les faits obtenus (PARROT, 1974a et b ; PARROT et VATIN-PERIGNON, 1974) permettent en effet de dresser et de préciser la succession lithologique qui, au niveau du complexe filonien et des laves en coussins, semble caractériser les divers assembliges ophiolitiques du Proche et Moyen-Orient, notamment 2 Chypre et en Oman (SMEWING et al, 1976) De plus, lors du charriage nord-sud des unités ophiolitiques, celles-ci ont coincé, plissé et laminé une série volcano-sédimentaire triasico-jurassique (fig 4) qui renferme deux niveaux effusifs différents : l'un tholéiitique d'pge triasique, 1' autre alcalin à peralcalin d'âge fini-jurassique début crétacé Le développement en Syrie de cette série volcano-sédimentaire que l'on

13 N Ophiolites! radiolarites, roches associées Fig 1 - Le croissant ophiolitique péri-arahe (d'aprss RICOU -1971)

14 o TU RQU I E F A M 8 7 7: L *' - / SYRIE P 50 km Couverture Ophiolites Radiolar 3 Autochtone S - Fig 2 - Carte géologique schématique du nord-ouest syrien et des régions ophiolitiques voisines (d'après DUBERTRET -1956) 3

15 retrouve en de nombreux points du bassin méditerrangen, apporte sur ces formations étraitement liées à l'assemblage ophiolitique, d'abondantes informat ions J'aborderai d'abord dans cet ouvrage l'étude des caractères pétrochimiques des différents termes constituant les deux grands ensembles rencontrés, l'assemblage ophiolitique étant traité dans une première partie, le volcanosédimentaire dans une seconde ; le cadre structural se dégagera d'une part au fi3 de cette étude et ses grandes lignes seront d'autre part reprises ultérieurement dans un paragraphe de la troisième partie (5 I) où se placeront P mon avis plus aisément les deux ensembles définis antérieurement 4

16 O 500 km Fig 3 - Ophiolites du Proche et Moyen Orient 5

17 Fig 4 - Carte géologique schématique de la région ophiolitique du nord-ouest syrien Ii%E?de - 1 soubassement des nappes ophiolitiques ; calcaires de plate-forme arabo-africaine $'^age jurassique et crétacé, affleurement dans le massif du Djebel Aqraa 2 semelle métamorphique infrapéridotitique 3 roches de l'assemblage ophiolitique 4 vo 1 cano-s édiment air e 5 formations transgressives débukant au Maestrichtien supérieur A contact anormal des ophiolites sur les calcaires maestrichtiens du Djebel Aqraa B contacts anormaux entre assemblage ophiolitique et volcanos édimen tai r e C failles post-nappe 6

18 C B A e? 2

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20 PREMERE PARTIE l assemblage ophiolitique 9

21 Lu majeure partie des types pe'trographiques rencontrds dans le BuSr- Bussit forme m ensemble ophiolitique, &pondant d la définition de Sl'EINMNN (1926) repkse et pddsde en 1972 c? la Penrose Conference : on y trouve en effet des péridotites pre'sentant parfois des structures de tectonite, des gabbros lit& surmontant celles-ci par l'intemddiaim de niveuux pdridctitiques à structure de cwrmlat lavec ou sans feldspaths), un conplexe filo- nien diabasique et des laves en coussins (fig 8) A titre de comparaison, j'ai reporté drms les figures 5 et 6, deux logs synthdtiques des conplexes ophiolitiques de Pccpouusie oyientaze IDAVIES, 1971) et de Term-Neuve (CHURGH, 1972), ainsi que la suite comparative des logs syntbdtiques de quelques assemblages ophiolitiques de?&diterronée orientale et du Moyen-Orient IMESOl?IM, 1973 ; cf fig 7) Je ne re'prendrui pas i& l'historique ni les &finitions concemant Zes %phiolitesn, ni ce que la "technique globale" vient d'apporter à la coqre'hension de leurs gene" et nrise en place, toutes choses gui seront bien évibmment abor&es dans les conclusions g&ndrazes, et qui ont été largement aveloppdes dans la thèse de JUTEAU (1974), plus récement encore dmzs eel& de MONXIGNY (1975) Le problème de la subcw2ochtonie ou de l'allochtonie de cet assemblage et dans ce eus, celui du sens du charriage, seront envisage's dans le troi- sième chqitm de la trdsième partie

22 FIG 6 - Succession des formations des coniplexea ophiolitiques ordoviciens de Terre Neuve [d'après N', R Church, 19Î21 A - Substratum 1 : schistes (fleur de lys) ; 2 : aurtole de contact B - Péridotite primaire % : iherzolite et aritgite C - Cumulat péridotitique 1 : dunite et harzburgite ; 2 : webstérite ; 3 : chromite ; 4 : wherlite et clinopyroxénolite D - Zone de transition : pyrox6nollte -+ 61énieuts de Ia zone C E - Zone de gabbros lites 1 : gabbro ; 2 : diorite quartzique F - Complexe filonien : dykes diabasiqua G - Zone spilitobasaltique 1 : pillow-lavas brkhifiés ; 2 : laves en coussins H - Sediments FIG 5 - Succession des formations du complexe ophiolitique de Papouasie orientale [d'après H L Davies, 1971 simplifié] 1 : crogte siditique ; 2 : harzburgites, dunites (24 et orthopyroxénolites (2b) ti structure tectonique Foliation ; 3 : filons de gabbro pegmatitique intrusifs, situés B proximité du contact avec les cumulats ultramafiques ; 4 : cumulats ultramafiques : olivine - orthopyroxene - clhopyroxène ; olivineclinopyroxèue ; 5 : gabbros B structure de cumulats, lites, passage aux cumulab ultramafiques : plagioclase-olivine- clinopyroxène ; plagioclase - orthopyroxène - clinopyroxène ; plagioclase-orthopyroxtne Traces de d6formation avec foliation ; 6 : gabbros granulaires avec ou sans lamination : bytownite - clinopyroxhe - orthopyrox&ne - (olivine) ; peut Stre intrusif dans 5 ; 7 : gabbros du niveau supérieur ; structure ophitique I subophitique ; plagioclases zonés-olinopyrox8neorthopyroxène ; parfois tendance Bpidiorite-trondjhemite : 8 : basaltes massifs ou en coussins, pouvant passer B 9 ; I la base : dolérites et basaltes massifs coupés par dykes parallèles de basulte ; au-dessus : coussins basaltiques ou spilitiques ; coulées massives ; brèches ; hgaloolastiques ; ige CrEtacé I Crétacé supérieur ; 9 : laves dacitiques, agglomérats, tufs, kératophyres, dge Crétacé ou nocène ; 10 : Toudite intrusive B tous les niveaux, surtout au niveau du plan de contact gabbro-basalte ; age Eocene I 17

23 ANTALYA TROODOS PINDE I 1 VOURINOS r ? FIG 7 - Logs schématiques de quelques massifs ophiolitiques de référence 1 : roches métamorphiques ; 2 : ultrabasites tectoniques profondes ; 3 : amas de chromite (gangue dunitique) ; 1 : hypothétiques tectoniks profondes ; 5 : lits pyroxénolitiques ; fi : pegmatoïdes gabbroïques ; 7 : peridotites de cumulat ; 8 : alternance péridotite (avec ou sans feldspaths) gabbros, pyroxholites ; 9 : gabbros litis (généralement noritiques); 9a : gabbros lités a deux pyroxpnes ; 10 : gabbros non lités ; 11 : dolgrites faisant progressivement suite aux gabbros ; 12 : épidiorites, dioriteslquartziques, trondjhemites, granophyres ; 13 : dykes diabasiques ou doléritiques ; 14 : complexe filonien (dyke complex) ; 15 : brèche a éléments albitophyriques et ciment doliritique ; 16 : albitophyres compacts ; 17 : albitophyres en pillow-lavas ; 18 : pillow-lavas basaltiques (volcanisme sous-marin) avec parfois quelques coulges prismees ; 18a : pillow-lavas doldritiques albitisées ; 19 : cherts ; 20 : terre d ombre ; 21 : calcaires à Halobies ; 22 : grès à vbgetaux du Trias ; 23 : marbres ; 24 : sltarns CONSTITUTION DES MASSIFS DE REFERENCE Pinde - La base de la nappe ophiolitique du Pinde septentrional est form& : 1) de peridotites serpentinisées à reliques de hnrzburgitcs déformées (Z), 2) de cumulats magmatiques comprenant des lherzolites (7) puis une alternance peu épaisse (100 m) de dunites, peridotites plagifères et gabbros (8) Au-dessus et en continuité, 3) gabbros à rubanement fruste (10) devenant de moins en moins basiques et de plus en plus melanocrates puis passant aux dolirites (11) d apparence massive Dans les niveaux de gabbros on observe quelques dykes de dolirites Le massif ophiolitique se termine par des laves albitophyriques, en coulees massives (16) et en pillow-lavas (li) Entre dolerites et albitophyres s observe une brkche magmatique (15) Vourinos - Le complexe ophiolitique est de composition analogue a la nappe du Pinde mais les harzburgites fortement déformés sont largement dominantes (2) ; les cumulats ultramafiques (7) sont envahis de lits et dykes pyrosenotiques (5) et de pegmatoïdes gabbroïques (6); des breches magmatiques de cumulats péridotitiques dans un ciment gabbroïque se développent i la base des gabbros La partie supérieure est formie d un important complexe filonien (14) de composition doléritique Antalya - L assemblage ophiolitique des Nappes d Antalya comprend deux unités majeures : 1) une uniti infdrieure grenue comprenant Q) 80 7: de harzburgites (2) (dunites, rhromitites) fortement déformées par fluage plastique, avec ségr4gations et filonnets de clino-pyroxénolites (5) ($)/gabbros syntectoniques par rapport B res deformations et 72

24 MAMONIA HATAV NEVHlZ 2 hm BAER-BASSIT ;>m 1 O vraisemblablement formés (i in sitic n par fusion partielle ; b) 20 "/b de cumulats magmatiques (7 h 9) ultraniafiques (dunites, diallagites, webstérites) P mafiques (norites, gabbros h deux pyroxenes, gabbros h amphibole) inclus dans ou surmontant les harzburgites ; toutes ces roches grenues sont recoupees par de nombreux dykes de doléritesjdiabases A bordures figées (13), se multipliant dans les niveaux gabbroïques snperienrs fusqu'i former de véritables o dykes complexes n (14), 2) une unitd supérieure volcanique et sidimentaire montrant de nombreux contacts techise's avec In prbcédente et comprenant u) de vastes strato-volcans h multiples coulées de pillow-lavas (18), des coulbes isolées, des sills et dykes de basalte alcalin interstratifid dans b) une série sédimentaire d'gge triasique supérieur (série de l'alakir Çay) comprenant des grès h débris de plantes (22) des radiolarites/clierts et des calcaires en plaquettes h Nalobia et Ammonites (21) í"modos - Le complexe ophiolitique du Troodos, d'ige crétacé est formé : 1) complexe plutonique rubané fornié de la base au sommet, de harzburgites et dunites pmfois chramiferes lbgèrement déformées (4), de wehrlites et lherzolites associées h des pyroxenites (81, de gabbros (9) h ortho- et clinopyroxenes h récurrences ultramafiques et de gabbros doléritiques (10 et 11) passant progressivement h des granophyres calciques puis sodiques (12), 2) complexe filonien (11j constitué de dykes tres nombreux et serrés de dolérites, diabases, lamprophyres et basaltes intrusifs dans les niveaux superficiels de I'édifice plutonique, 3) pillow-lavas exclusivement basiques (18) avec P la base des facies sp ques (basal group), de baunltes parfois h phénocristaux de labrador (lower pillow-lavas) et de picrites parfois ultrabasiques au sommet (upper pillow-lavas) Filons et sills prismés sont prbsents dans le Basal group et les lower pillow-lavas Les ultimes coulées sont associées h des terres d'ombre (20) : argilites riches en fer et mangnnese Dans le S, des s6ries pyroclastiques basiques s'intercalent dans les couldes dfamonia - Région de nappes au S de Chypre comprend : 1) Écailles de harzburgites serpentinisees (4) et de roches métamorphiques amphibolitiques, quartzitiques et calcaires (l), 2) coulées (18) de basaltes alcalins, picrites, leucobasaltes, andésites et trachytes alcalins associés h des radiolarites, calcaires siliceux rnbanés, calcaires micritiques h Halobies et Ammonites (21 j d'ige triasique supérieur, 3) sills de dolerite alcaline et series pyroclastiques basiques interstratifiés dans les I( gres 5 végétaux 6 (22) Hatay - La structure du Kizil Dag n'est connue en détail que le long de 13 km de c8te Du Tu' au S on rencontre : 1) harzbnrgites niassives (4), serpentinisées, h fins lits de pyroxénolites (5), 2) ensemble de cumulats magmatiques h alternance de péridotites et de gabbros (8) passant a 3) gabbros lites (9) traversés par des dykes doléritiques (13) formant a La partie supérieure un vaste complexe filonien (14) analogue h celui du Troodos, mais recoupant h 600 le litage de l'ensemble péridotites-gnbbros Baër-Bassit - Région tres &caillée comprenant : 1) copeaux péridotito-gabbroiques de constitution semblable au Hatay, 2) lambeaux de roches métamorphiques anipbiboliques et quartzitiques (1) h Ia base de 11, 3) unitd volcanique et sédimentaire d'dge triasico-jurassique riche en cherts et calcaires h Halobies, Q intercalations de pillow-lavas tholbitiques et alcalins A'eyriz - L'assemblage ophíolitique du Zagros comprend deux unités séparées tectoniquenient 1) la nappe des peridotites et gahbros formée de cumulats magmatiques (7, 9) très homogenes en un ensemble stratifie, avec zone intermédiaire (8) oh alternent peridotites et gabbros en lits centimdtriques A noter la presence de Skarns (31) diversifiés entre des marbres et les péridotites, 2) les nappes volcaniques et sbdimentaires h radiolarites, laves et calcaires fins et blocs de roches métamorphiques Ces nappes sont crétacées 73

25 Fig 8 - Log synthétique des formations ophiolitiques du Ba&-Bassit Légende - A formations volcano-sédimen taires B écailles métamorphiques infrapéridotitiques C tectonites harzburgitiques D cumulats péridotitiques E alternance lherzolito-gabbro'ique F péridotites plagifères dont la position exacte n'est pas connue ; sur ce log, elles ont été figurées, soit 5 la base de l'ensemble gabbro'ique lité (G), soit 2 la base de l'alternance lherzolito-gabbrdique (E) G ensemble gabbro'ique lité H intrusion de plagiogranites I easemble gabbrdique lité recoupé par des dykes doléritiques et diabasiques J complexe filonien K niveau inférieur des laves en coussins L niveau supérieur des laves en coussins M terres dj ombre Nota : les numéros entre crochets correspondent aux échantillons recristallisés ; de plus, la position des échantillons dans l'ensemble péridotitique est très approximative ; elle n'est même pas esquissée dans l'ensemble gabbrdique lité 14

26 L K J I?, [ filon doléritique? ~ ~ gabbro ïque rodingitisé (MAJ 60 - PIR 16 )? m

27 16

28 L'unité ultramafique du nord-ouest syrien a une puissance de 3000 mètres environ ; elle est essentiellement harzburgitique et comprend des tectonites et des cumulats Les cumulats sont eux-mtmes parfois tectonisds et recristallisés Ceci pose évidemment le problème de l'origine réelle des tectonites du nord-ouest syrien qui sont surtout caractérisées par la nature de leur cristallisation et lion par l'importance des structures de fluage La présence de restites - résidu de la fusion mantellique - dans l'assemblage ophiolitique du Baër-Bassit est donc hypothétique LES PÉRIDOTITES La carte de situation de la figure 9 montre que l'ensemble basique-ultrabasique se répartit en deux grandes masses : l'une, située à l'est, correspond B l'unité du Bà&, l'autre, 2 l'ouest, forme en bordure de la mer l'unité du Bassit L'unité du Baër repose directement au nord, par l'intermédiaire d'un contact anormal majeur, sur le massif calcaire du Djebel Aqraa, notamment par endroits sur des niveaux du Maestrichtien inférieur ; elle repose vers l'ouest, par l'internx5diaire d'une semelle métamorphique de plus d'une centaine de mètres d' épaisseur (cf Première partie, chapitre 6), sur le complexe volcanosédimentaire au sein duquel percent parfois de petites écailles de péridotites serpentinisées, et des lambeaux de roches gabbro'iques, diabasiques (en dykes ou en coussins) ou métamorphiques ; le tout repose apparemment vers le sudouest sur l'unité du Bassit Dans l'une et l'autre unité, outre les nombreuses masses de serpentinites qui jalonnent les contacts anormaux et les zones serpentinisées qui se développent dans tous les accidents tectoniques cassants et chevauchants, les ultramafites sont constituées par un ensemble essentiellement harzburgitique plus ou moins serpentinisé dont le litage parfois apparent est souligné par l'altération superficielle ; ce litage est dû à l'alternance de zones plus ou moins riches en pyroxènes pouvant occasionnellement former de petits lits centimètriques de pyroxénolites ; on note quelquefois la présence dans cette formation de plis de rayon métrique

29 N < - _ \ -' LEGENDE Néogène Maestrichtien supérieur TURQUIE Ensemble basique - ultrabasique et roches associées YRlE Roches métamorphiques Formation volcano-sédimentaire triasico-jurassique Calcaires du Djebel Aqraa Contact chevauchant Fig 9- Carte géologique schsmatique mantrant les relations entre les unités du Baër-Bassit Position des lieux cités dans le premier chapitre

30 pétrographie L' étude pétrographique des péridotites s'avère assez décevante en raison de l'importance de la serpentinisation qui les affecte (50 à 70% de la fraction olivinique, voire plus) Afin de faire ressortir malgré tout les différences minéralogiques observées, seuls seront désignés sous le terme de péridotites serpentinisées, les échantillons dont les olivines sont serpentinisées 5 plus de 70% ; dans ce cas, on n'observe généralemnt plus que des cristaux d'orthopyroxène bastitisés baignant dans une pâte serpentineuse ; la présence de ces cristaux permet toutefois de différencier ces roches des serpentinites qui sont exclusivement formées de serpentine Pour toutes les péridotites dont le coefficient de serpentinisation est inférieur au seuil défini ci-dessus, j'ai comptabilisé ensemble olivine et serpentine On peut ainsi distinguer des dunites, roches ultrabasiques dont le taux en pyroxène n'excède pas lo%, des harzburgites qui ne contiennent pas plus de 5% de clinopyroxène et dont la teneur en orthopyroxène est comprise entre 10 et 60%, limite inférieure du domaine des orthopyrox6nozites (les orthopyroxénolites sont surtout représentées par des "laminae" d'enstatitite avec ou sans olivine que l'on rencontre au sein de la masse ultrabasique) et des ZherzoZites formées par de l'olivine, un pyroxène monoclinique et un orthopyroxène (dans la région étudibe, il s'agit essentiellement de termes harzburgitiques à tendance lherzolitique dont la teneur en clinopyroxène reste faible) De plus, je désigne comme des dunites harzbwgitiques des échantillons dont la teneur en orthopyroxène dépasse de peu le seuil de 10% et qui entrent en fait dans le champ harzburgitique du diagramme de la figure 18 ; la place qu'occupent ces dunites harzburgitiques dans ce champ 1 proximité de la zone dunitique, devrait normalement conduire 1 les appeler harzburgites à tendance dunitique ou mieux harzburgites riches en olivine, termes auxquels j'ai préféré celui de dunites harzburgitiques en raison du lien que ces roches ont toujours avec les dunites Enfin, je désigne comme péridotites PZagifères des péridotites contenant des plagioclases en quantité inférieure à 10% En dépit de la serpentinisation ambiante, on peut observer dans quelques cas la présence de structures de fluage cependant assez discrètes, dans d'autres cas celle beaucoup plus évidente de structures de cumulat, structures 79

31 qui n'excluent pas d'ailleurs la présence de déformations ultérieures à la sédimentation des cumul at s J' étudierai donc dans ce paragraphe les types pétrographiques les moins altérés (pour ne dire ultérieurement que quelques mots sur les serpentinites et les termes fortement serpentinisés) : tout d'abord ceux que, par analogie avec des termes similaires décrits dans d'autres massifs méditerranéens (MFSORIAN ), l'ont peut qualifier de péridotites profondes, ensuite ceux ne présentant que des structures de cumulat, qu'il s'agisse de harzburgites ou de ces termes de transition vers les gabbros que sont les péridotites plagif ères Les péridotites proieondes Ce type prédomine dans l'unité du Ba& qui renferme la masse ultramafique la plus importante de la région ophiolitique du nord-ouest syrien On peut en effet estimer que l'épaisseur totale des péridotites de ce secteur est de 1500 mètres, voire de 2000 mètres L'unité du Bassit, beaucoup moins épaisse (800 mètres environ), au moins dans sa partie accessible à l'observation, n'en contiendrait pas ou peu, si toutefois la serpentinisation ne masque pas ces termes Une zone du Baër est particulièrement intéressante ; elle se situe b l'ouest d'aji Sou (cf fig 9), plus précisément entre les hauteurs du Djebel enn Nisr(848 m) et le réseau de vallées qui découpe le flanc occidental de cette mntagne pour former plus à l'ouest le Nahr Boz Orlke (cf carte 2 1/50000e ) Elle renferme en effet des termes peu altérés (ech p ex) et riches en olivines qui, s'ils ne présentent que peu de traces de déformations, sont en revanche caractérisés par les figures de recristallisation de leurs olivines De plus, on rencontre çb et là, toujours dans l'unité du Ba&, mais en dehors de la zone précédemment définie, des termes harzburgitiques plus ou moins altérés où l'on discerne quelques structures de déformation et des zones de recristallisation (ech p ex) Enfin, de nombreuses traces de déformations, voire de fluage, affectent parfois des termes dont la structure en cumulat reste cependant parfaitement nette ; ces cumulats déformés seront étudiés séparément, puisqu'il ne s'agit en aucun cas de péridotites profondes 20

32 En raison des multiples écaillages liés à la tectonique tangentielle,et de la tectonique cassante post-nappe, la relation spatiale entre chacun des graupes de roches précédemment définis est difficile 1 faire, le niveau auquel se placent les différents affleurements étudiés au sein de la masse ultramafique du Bahr n'étant pas clair I1 en va malheureusement de même en ce qui concerne les relations entre les termes que Plon peut considérer comme le niveau supérieur des péridotites profondes et les niveaux à cumulats sans déformation I1 s'agit de roches dans l'ensemble assez riches en olivine ; en effet, elles sont en moyenne constituées par % d'olivine (Fo go), 38 à 28% d'enstatite (2Vz : 80") et 2% environ de picotite chromifère L'importante serpentinisation qui les affecte (60 à 70% de la fraction péridotique des termes les moins altérés est transformée en antigorite), ne permet qu'exceptionnellement d'observer la nature de la déformation qui carac- térise cet ensemble ; celle-ci se manifeste essentiellement au niveau des cristaux porphyriques d' enstatite dont la longueur est comprise entre I et 3 mm, voire 4 mm (fig IO) ; ces cristaux sont soit simplement losangés et présentent dans tous les cas de nombreuses bandes de pliage, soit plus forte- ment étirés, atteignant alors des rapports largeur sur longueur de l'ordre de 1 à 5, voire de 1 b 6 La matrice,constituée surtout d'olivine, paraît fine- ment grenue et même cataclasse,mais l'observation est rendue difficile par la serpentinisation secondaire ; cependant, on observe parfois des plages de recuit dans les "zones d'ombre" que ménagent les porphyroblastes pyroxéniques étirés Les petits grains de picotite généralement xénomrphe et parfois sub- automorphe sont disséminés dans l'ensemble, mais présentent toutefois par endroit une disposition en chapelet dont la direction correspond grossièrement b la "foliation" générale de la roche La carte de situation des échantillons analysés (cf fig 17) montre que ces termes se situent àproximité de la semelle métamorphique infrapéridoti- tique, c'est b dire à proximité du contact chevauchant de l'unité du Bah sur le volcano-sédimentaire, ce qui souligne bien la position basse qu'ils occupent dans cette unité La présence de ces termes harzburgitiques déformés implique qu'une partie au moins des péridotites de l'assemblage ophiolitique du nord-ouest syrien a subie une histoire tectonique antérieure au charriage et que l'on considère généralement comme s'étant effectuée dans des zones océaniques profondes Quel que soit l'état d'altération ultérieur, les caractères structuraux de ces termes profonds sont suffisamment marqués pour que l'on puisse faire une analogie entre cet assemblage et la plupart de ceux qui ont été étudiés dans 21

33 Fig 10 - Tectonite harzburgitique Cdessin d'après photo) ; échantillon Enstatite ; 2 - Lamelles d'exsolution ; 3 - Matrice finement cristallisée (olivine et accessoirement enstatite) ; 4 - Matrice serpentinisée ; 5 - Remplissage serpentineux des micro-fractures Fig 11 - Dunite harzburgitique du Djebel enn Nisr (dessin d'après photo) ; Lckantillon B 1 - Olivine fraîche ; 2 - Enstatite ; 3 - Remplissage serpentineux de micro-fractures 22

34 _I) ~ 23 ce m2me secteur méditerranéen, que ce soit en Grèce, dans le Pinde septentrional (TERRY, 1974 ; PARROT et VERDONI, 1976) et dans le massif du Vourinos (JACKSON et a1,1975), en Turquie, dans le massif de Kemer (JUTEAU, 1974) et celui du Hatay (PARROT, 1973 ; JUTEAU, comm orale), à Chypre, dans le massif du Troodos (GEORGE, 1975 ; BORTOLOTTI et al, 1976) On interprète souvent ces harzburgites come des restites directement issues du manteau par suite de la fusion partielle qui affecte ce dernier au droit des rides médio-océaniques et donne naissance à l'ensemble des laves et cumulats sousjacents qui sont censés surmonter la série harzburgitique déformée (ALLEGRE et al, 1973 ; JUTEAU, op cit) Ils sont aussi parfois considérés comme d'anciens cumulats ultérieu- rement déformés (CULIS, 1965 ; THAYER, 1969 ; PAMI:, J972 ; KARAMATA et PAMIE, 1972) ; dans les deux paragraphes suivants, nous verrons qu'en effet, la présence d'anciens cumulats déformés est évidente dans la région ophioli- tique du Baër-Bassit La serpentinisation ne touche que IO 120% de la fraction olivinique, 40% dans les termes les plus altérés Ces roches contiennent en myenne % d'olivine (Fo 95), % d'enstatite (2Vz : 80') et environ 1% de spinelle (picotite chromifère) Quelques ségrégations gloméroporphyriques d'orthopyroxène esquissent un litage fruste ; les cristaux pyroxèniques de ces ségrégations sont souvent plissotés et pliés, et les quelques olivines porphyriques que contient la roche présentent de nombreux "kink bands" ; la taille moyenne des cristaux porphyriques est comprise entre 2 et 3 mm, les ségréga- tions pyroxèniques pouvant atteindre 4 à 5 mm ; outre ces cristaux porphyriques, on observe une matrice formée exclusivement de petits cristaux d'olivine de 0,l à 0,3 mm de diamètre ; la structure est souvent équigranulaire, les cristaux automorphes d'olivine étant limités par des points triples ; signalons enfin que le spinelle se présente sous forme de petits grains xénomorphes souvent poecilitiques et renfermant alors de petites billes d'olivine serpentinisbe, et qu'il est parfois subautomorphe et généralement inclus dans les olivines, plus rarement dans les orthopyroxènes Toutes ces observations indiquent que ces types pétrographiques ont subi des transformations qui se sont essentiellement limitées 1 des recristallisations Ces termes dunitiques occupent apparemment sur le terrain, par rapport aux harzburgites décrites précédemment, une position supérieure, ce qui ne contredit pas évidemment la nature des transformations qu'a subie cette série, à savoir une recristallisation et pas ou peu de déformations, si l'on excepte un terme situé au bas de cette m'ème série, prdlevé 1 proximité de Barhtché Rhaz

35 par PIRO (1967) et qui, d'après la description qu'en donne cet auteur, serait une dunite présentant une structure mylonitique Ces dunites peuvent en fait correspondre à d'anciens cumulats s'étant sédimentés sur un plancher harzburgitique, hypothèse vraisemblable dans la mesure où, sur le flanc oriental du Djebel enn Nisr, on observe des lits gabbko'iques alternant avec ces mêmes dunites harzburgitiques et présentant comme elles de nombreuses traces de recristallisation affectant la fraction feldspathique Cette recristallisation de phases minérales de termes gabbro'iques est semblable 1 celle qui vient d'être récemment décrite dans 1"'ophiolite" corse par OHNENSTETTER et al (1976) Je laisse ici de côté la signification de l'alternance de lits gabbro'iques et péridotitiques que l'on retrouve à d'autres niveaux de l'ensemble ultramafique, notamment dans les zones 2 cumulats de l'unité du Bassit, pour ne retenir dans ce paragraphe que le phénomène de recristallisation qui touche l'ensemble d'une série péridotito-gabbro'ique correspondant visiblement 1 une ancienne séquence à cumulats Ces remarques sont d'ailleurs corroborées par celles que 1' on peut faire au paragraphe suivant L e s cumulats déformés I1 s'agit d'échantillons où se retrouvent simultanément des traces de déformations et des structure de cumulats (fig 12) ; la structure en cumulat est particulièrement nette en raison de l'automorphie ou de la subautomorphie des olivines parfois jointives ou le plus souvent cimentées par un orthopyroxène, plus exceptionnellement par un clinopyroxène Ces zones à cumulats forment généralement de petits agrégats au sein d'une matrice peu cataclasée où baignent des cristaux porphyriques d'orthopyroxène légèrement pliés et étirés ; ceux-ci sont occasionnellement poecilitiques et contiennent alors des cristaux d'olivine subautomorphe et quelques petits cristaux subautomorphes de picotite chromifère parfois repris et cassés par l'étirement Ce faciès est particulièrement intéressant, car il montre que les recristallisations peuvent faire suite 1 un dépôt de type gravifique au sein de la masse péridotitique I1 est malheureusement impossible de replacer dans l'ensemble de la séquence ultramafique les quelques échantillons observés, les affleurements se situant souvent dans des écailles tectoniques de péridotites serpentinisées perçant le vo 1 cano-s édimen t ai re 24

36 Fig 12 - Cumulat déformé (dessin d'après photo) ; échantillon ~JOO] 1 - Enstatite ; 2 - Bastite ; 3 - Cristal d'olivine automorphe (on remarque qu'il est pagtiellement serpentinisé dans l'orthopyroxène poecilitique, et partiellement recristallisé en dehors de celui-ci ; 4 - Matrice finement cristallisée ; 5 - Serpentine formée au dépens de cette matrice;6-remplissage serpentineux de micro-f racture Fig 13 - Cumulat harzburgitique (dessin d'après photo) ; échantillon I - Enstatite ; 2 - Bastite ; 3 - Olivine ; 4 - Serpentine 25

37 L e s péridotites 2 structure de cumulats Comme nous venons de le voir 2 propos des cumulats déformés, c'est essentiellement, outre le litage discret observé sur l'affleurement, la morphologie des cristaux d' olivine qui nous renseigne, lors de 1' observation microscopique, sur la structure de ces types pétrographiques Si la structure en cumulat est peu développée dans l'ensemble harzburgitique, elle s'accentue en revanche dans les quelques termes lherzolitiques rencontrés, pour être spécialement nette dans les péridotites plagifères Comme je l'ai signalé plus haut, les péridotites à cumulats se cantonnent principalement dans 1' unité du Bassit, mais on les retrouve également dans Celle du Baër ; elles se situent alors toujours à proximité de zones à gabbros lit&, ce qui confirme bien le niveau élevé qu'elles occupent dans l'ensemble péridot i tique Indépendment de l'absence de déformations, ces roches sont minéralogiquement semblables aux harzburgites déformées décrites précédemment (fig13); en effet, si, lors de l'analyse modale, on intègre aux différentes phases minérales dont ils proviennent les produits dus à l'altération (antigorite, bastite et magnétite), les proportions minérales restent inchangées : % d'olivine (Fo SS), % d'enstatite (2Vz : 84-90) et 1X environ de spinelle chromifère ; on enregistre seulement une diminution relative et discrète du pourcentage en En des orthopyroxènes, et une diminution comparable du pourcentage en Fo des olivines ; ces différences ne sont évidemnt pas un critère suffisant pour faire de ces termes un niveau plus élevé de la masse harzburgitique, l'absence de déformations représentant, 2 mes yeux, un critère plus substanciel Outre les fines lamelles d'exsolution présentes dans les orthopyroxènes (2Vz : 86"), on observe dans ces termes des cristaux isolés de clinopyroxène (diopside, 2Vz : 56") le plus souvent xénomorphes et formant soit de petits liserés en bordure des enstatites, soit le remplissage des méats que ménage 26

38 'la disposition d'ensemble des amas d'olivines automorphes (Fo : 85) ; ce dernier habitus rappelle celui que l'on retrouve dans les péridotites plagifères, mais les plages de clinopyroxènes y sont beaucoup moins importantes et l'on n'observe jamais ces diopsides poecilitiques qui caractérisent les hétéradcumulats de ces niveaux Les termes à tendance lherzolitique qui renferment 65 à 76% d'olivine, 18 à 10% d'orthopyroxène, % de clinopyroxène et 2 5 4% de spinelle, se rencontrent dans les niveaux sommitaux de l'unité du Bassit, notamment dans la région de Oum Chorte (l-fe$iyeh), où ils alternent avec des lits gabbroïques souvent pegmatitoïdiques et à structure de cumulat Cette alternance, fréquemment décrite dans les assemblages ophiolitiques, forme une suite d'unités cycliques semblables à celles qui ont été étudiées par JACKSON ( ) ; de plus, on retrouve ici mutatis mutandis l'alternance du flanc oriental du Djebel enn Nisr décrite trois paragraphes plus haut, sans que s'observe toutefois ici les recristallisations rencontrées dans ce secteur Ces alternances sont considérées par DAL PIAZ (1971) et SABZEHEI (1974) comme le résultat d'une accumulation contemporaine au dépôt des péridotites, hypothèse B laquelle je ne puis, d'après mes observations, que me ranger Ce sont des termes que j'ai moi-même retrouvés dans deux massifs ophioldtiques méditerranéens : le massif du Pinde septentrional, Grèce, (PARROT, 1967 ; 1969) où j'appelai ce faciès bien particulier, des "péridotites à nuages", et dans le massif du Kizil Dag, Hatay, Turquie (PARROT, 1973) On les retrouve apparemment 1 Chypre, dans le massif du Kellaki ou Limassol Forest Area (LAPIERRE, 1967) et dans celui du Troodos (LAPIERRE, com orale) Ils sont en outre décrits dans bien d'autres massifs présentant des cumulats (JACKSON,1970), ne variant d'un massif à l'autre que par le rapport des minéraux constitutifs Rappelons qu'il s'agit d'un hétéradcumulat constitué par une pluie de cristaux automorphes d'olivine (Fo 80) plus ou moins arrondis par la serpentinisation, figée dans de grands cristaux poecilitiques de pyroxène ou de plagioclase bytownitique rodingitisé, c'est à dire remplacé par un mélange de prehnite et d'hydrogrossulaire ; le pyroxène est ici un clinopyroxène (dans le Pinde septentrional, il s' agissait essentiellement d'orthopyroxène), l'orthopyroxène étant peu abondant ou absent ; le plagioclase est le plus souvent remplacé par un mélange de prehnite et d'hydrogrossulaire ; enfin, le spinelle est très peu abondant et se présente sous la forme de rares petits grains subautomorphes dans les cristaux d'olivine Dans l'unité du Bassit, les péridotites plagifères qui contiennent 50 à 55% d'olivine, % de plagioclases (An 90-85), 22 B 35% de diopside 27

39 Fig 14 - Cumulat lherzolitique (dessin d'après photo ; échantillon Enstatite ; 2 - Clinopyroxène ; 3 - Fragments d'olivine non altérée ; 4 - Serpentine ; 5 - Spinelle Fig 15 - Péridotite plagifère (dessin d'après photo) ; échantillon I - Fragments d'olivine non altérée ; 2 - Serpentine ; 3 - Corrona chloritique entourant les pseudomorphoses d'olivine automorphe ; 4 - Plagioclase en cours d'altération ; 5 - Mélange de Prehnite et d'hydrogrossulaire ; 6 - Diopside poeclitique 28

40 (2Vz : 56" >, O à 2% d'orthopyroxène et moins de 0,5% de spinelle, font suite aux harzburgites à tendance lherzolitique et précédent des séries gabhroïques basiques litées En raison de la présence d' accidents tangentiels importants dans la région où ils affleurent et qui tendent à raccourcir considérablement dans ce secteur l'épaisseur des séries ultrabasiques qu'ils laminent, il n'est pas possible de dire, à l'aide d'arguments de terrain, où se situent exactement ces termes par rapport aux alternances lherzolites/gabbros décrites ci-dessus Il est en tout cas tentant de les considérer comme l'unité sommitale de la séquence péridotitique, position que les péridotites plagifères occupent dans le massif du Pinde septentrional et dans celui plus voisin du Kizil Da;, Turquie Hatay, recristallisés Peridotites Harzburgites Lherzolites plagif ères Olivine Orthopyroxène Clinopyroxène Plagioclase Spinelle 60 à 70% 83 à 85% 65 à 70% 65 à 76% 50 B 55% (Fo 90) (Fo 95) (Fo 85) (Fo 85) (Fo 80) 38 à 28% 16 à 14% 34 à 29% 18 à 20% o à 2% (En 92) (En 92) (En 86-90) (En 88) traces 14 à 8% % (2Vz: 56") (2Vz: 56O) 15 à 20% (An 90-85) = 2% = 1% ci 1% 2 2 4% 0,5% Les serpentinites On peut distinguer deux types de serpentinites, selon la position qu'elles occupent dans l'ensemble ultramafique Ce sont tout d'abord les serpentinites surtout localisées aux plans de charriage de l'unité du Ba& ; elles se situent au contact des écailles métamorphiques infrapéridotitiques décrites plus loin et elles forment de bas en haut un ensemble feuilleté qui passe insensiblement 2 des serpentinites massives ; sous le microscope, on n'observe plus qu'un réseau B mailles très fines d'antigori te, toute structure relique ayant disparu 29

41 Le deuxième type correspond aux paquets de serpentinites qui jalonnent les contacts cassants ou les petits décrochements plats en rapport avec les mouvements tangentiels d'ensemble qui affectent la masse ultramafique ; associées b des péridotites plus ou moins serpentinisées, elles sont le plus souvent écrasées et boudinées ; sous le microscope, on observe dans une matrice serpentinisée, des fantômes de phénocristaux orthopyroxèniques entièrement bastitisés On peut ainsi mettre en évidence dans ce cas le caractère secondaire de la serpentinisation dont l'intensité croît dans les zones tectonisées, phénomène qui diffère cependant de la serpentinisation générale qui affecte les roches ultrabasiques de la région COLEMAN (1971) pense que dans des zones tectoniquement calmes la serpentinisation se produit en système clos avec augmentation de volume ; au contraire, il n'y aurait pas d'augmentation de volume dans les zones tectoniques et le système resterait nuvert Le comportement du rapport MgO/Si02 permet de vérifier cette hypothèse Dans un système clos, il reste constant ; inversement, il diminue dans un système ouvert et la serpentinisation est alors un phénomène isovo lumique Le report des différentes péridotites du Baër-Bassit sur le diagrame MgO/Si02 en fonction de la perte au feu (fig 16), met en évidence la quasiconstance du rapport MgO/Si02, ce qui tendrait à prouver que dans ce cas la serpentinisation est un phénomène isochimique ayant entrainé une augmentation volumétrique Dans ces conditions, on peut admettre que la phase principale de serpentinisation des péridotites du nord-ouest syri-en ne s'est pas produite pendant la mise en place tectonique, mais avant celle-ci I1 en serait d'ailleurs de &me pour les péridotites du Hatay (PARROT, 1973) et d'antalya (JUTFAU,1974) Pour MONTIGNY (1975), l'importance du taux de serpentinisation semblerait indiquer que la phase majeure de ce métamorphisme intervient avant la déformation, soit probablement au niveau de la dorsale ALLEGRE et a1(1973) avaient d'ailleurs envisagé dans leur modèle, que les péridotites fussent serpentinisées à partir des dorsales par apport d'eau de mer dont le rôle, nous le verrons, peut être relevé à plusieurs niveaux de l'assemblage ophiolitique du Baër-Bassit L'étude microscopique des dunites harzburgitiques du Djebel enn Nisr mntre que dans ces roches dont la perte au feu est relativement faible, la serpentine est comprise dans un fin réseau de fractures recoupant sans distinction tous les éléments non altérés de l'assemblage minéralogique 30

42 O O o ao W W 8 O c ) O O O 0 S O OOOO o O MgO% O 40 O O m O O O o O U O O o o O0 O O 8 O O H, 0% I 5 Mg O/Si O, 10 I O a O m 00 O 8 o O O O o ap 0 8 O O 06 I I I I H, 0% Fig 16 - Si02, MgO et MgO/Si02 en fonction de la perte au feu 31

43 Le développement de ce réseau qui peut dans certains cas aller de pair avec une mylonitisation de la roche, semble bien être d'origine purement tectonique Cette observation différencie les dunites harzburgitiques du Djebel enn Nisr des autres péridotites, qu'il s'agisse de tectonites ou de cumulats, dont la serpentinisation se fait surtout au dépens même des cristaux d'olivine et non à partir d'un développement du réseau serpentineux qui parfois les recoupe On peut dans ces conditions se demander si la recristallisation de ces dunites harzburgitiques n'est pas postérieure à la serpentinisation générale des péridotites, ce qui pourrait indiquer que ces dunites ont subi après leur genèse trois étapes de transformation bien que la première ne puisse être mise directement en évidence : une serpentinisation d' ensemble peut ê tre contemporaine de leur formation, des recristallisations avec mobilisation de certains éléments notamment Si02, enfin une serpentinisation essentiellement tectonique Les amas de chromitite De nombreux indices de chrome ont été signalés depuis longtemps dans la région ophiolitique du Ba'ir-Bassit ; ils ont notamment été décrits et étudiés par DUBERTRET (1953), PIRO (opcit ), KAZMIN et KULAKOV (1968) Outre sa présence en petits cristaux disséminés dans l'ensemble des péridotites, les chromites se concentrent en effet pour former parfois de véritables chromitites ; le minerai peut être diffus ou massif, ou présenter une structure "léopard" Les amas qui ont tous fait l'objet d'anciennes exploitations artisanales, sont principalement situés sur le flanc occidental de l'unité du Bassit, c'est à dire qu'ils sont en liaison avec des péridotites B cumulats ; il en va de m?me pour l'exploitation située dans l'unité du Ba&, au sud-est d'aji Sou Les teneurs en Cr203 évoluent entre 25 et 48% (KAZMIN et KULAKOV, op cit) ; accessoirement, Fe0 est compris entre IO et 29% ; il s'agit donc d'un assemblage chromite-magnétite (hématite) Dans les gisements à minerai massif, on observe des lentilles de 5 à 40 cm et quelques veines forkes par des cristaux apparemment lamellaires qui sont en fait constitués par des grains ovoïdes CataclaSéS à faible interstice de serpentine Dans le gisement 5 faciès "léopard", les grains de chromite, parfois automrphes, mais le plus souvent arrondis et/ou ellipsoïdaux, ce qui traduirait la turbulence du milieu magmatique où ils se sont formés (JUTEAU, 1974), baignent dans une matrice serpentineuse Dans le gisement du BL&r, on observe des orbicules cataclasés, mais pas de recristallisation comme dans les dunites voisines du Djebel enn Nisr ; on peut penser, soit que 32

44 celle-ci est invisible par suite de la serpentinisation de l'ancienne gangue dunitique, soit que les amas de chromitite aient mieux résisté clue l'encaissant chi mis me Les analyses chimiques des péridotites (cf tableau II) dont la position géographique fait l'objet de la figure 17 ont été reportées sur les diagramnaes triangulaires olivine-orthopyroxène-clinopyroxène (STRECKEISEN, 1974 ; cf fig 18), AFM(NCCK0LLS et ALLEN, 1956 ; cf fig 19) et Al2O3-Mg0-Ca0 (fig 20) A l'exception des péridotites recristallisées du Djebel enn Nisr (ech 70031A et B) dont la perte au feu est respectivement de 7,27 et 5,36, la plupart des échantillons analysés indiquent des pertes au feu supérieures à 10% J'ai souligné plus haut que la serpentinisation semblait être un phénomène P dominance isochimique (seules les dunites harzburgites recristallisées du Djebel enn Nisr ont un rapport MgO/Si02 supérieur à l'ensemble des péridotites du Baër-Bassit) ; si tel est le cas, on peut alors tenter de faire un bilan géochimique, bien que ne soit pas réellement connue la nature des mdifications que cette intense serpentinisation entraîne éventuellement dans les concentrations relatives en oxydes I1 faut également tenir compte de l'oxydation qui provoque une augmentation du rapport Fe203/Fe0 pouvant sinon faire disparaître l'olivine normative, tout au mins, dans le cas des péridotites, amener une diminution notable de ce minéral normatif J'ai reporté dans le tableau II, les analyses anhydres recalculées pour un taux maximum en Fe203 de 1,5X ; tout en étant légèrement faible, ce taux correspond à peu près à ceux qge l'on obtient par calcul (cf tablesu III) d'après les coefficients proposés par LE MAITRE (1976) et par HUGHES et HUSSEY (1976) C'est à partir des analyses anhydres recalculées qu'ont été définis les minéraux virtuels permettat de placer sur le diagramme triangulaire de la figure 18 les échantillons analysés Ces réserves étant faites, on peut malgré tout constater que les résultats ainsi obtenus mettent en évidence l'apparente homogénéité de l'ensemble péridotitique, les coefficients de variation des principaux oxydes étant relativement bas (Si02 : 2,09 ; Fe0 : 7,4 ; MgO : 5,8 pour les tectonites ; SiO2 : 3,2 ; Fe0 : 6,O ; MgO : 7,I pour les cumulats déformés ; Si02 : 4,O ; Fe0 : 11,l : MgO : 5,6 pour les cumulats ; SiO2 : 1,8 ; Fe0 : 9,5 ; MgO : 3,3 pour les péridotites plagifères) ; en revanche, A1203 et Ca0 varient 33

45 TECTONITE S A 70031A 70031B B PERIDOTITES PLAG tll a, Si02 A120; Fe203 Fe0 (2) (2) (4) (4) o O 04 o O0 O o o O0 o o1 O 06 n d n d (4) o o O O 03 n d 942 (4) 4075 O O o O 03 nd 727 (4) A Q O o3 n d 536 (4) O o o7 n d 1254 (4) o o O8 o O0 004 n d 1197 ( 4) o o n d 712 ( 4) O o 20 o 01 O 15 n d 739 (4) o 00 o O0 006 n d O Si02 Ai1203 Fe203 Fe0 &O 4924 I O o 12 o O0 O o o 01 o 11 o o1 006 o l o O 04 o O0 o O8 nd o o O0 001 O 07 nd o O 06 o O0 O 03 nd 4493 o O o O0 O 03 nd J O 05 o O0 O 03 nd O O 08 o O0 O 08 nd o o9 o O0 O 05 nd I J o 11 nd nd o o O0 o O0 O 07 n d Tableau II A - Analyses chimiques de Péridotites A : Péridotites recristallisées du Djebel enn Nisr B : Cumulats déformés et recristallisés Analystes - (2) Lab Spectrographie ORSTOM-BONDY (1973) - (4) Lab Pdtrologie Université-Nancy (1976)

46 Si02 A1203 Fe203 Fe0 MnO Mg0 Ca0 Na20 K20 Ti02 p205 H20 H2 O- Total (1) 4000 O O O 17 O o 02 O A (1) 3850 O O o O8 o 02 O o B (1) o O O 56 O 17 o 17 o 02 O o (3) 4292 o O O n d (4) J O o n d CLTMULATS (2) (4) 40 OQ o A a O 3 7 o o9 O 05 o O 75 10D o Qa O 04 o O0 013 nd ( 4) O 03 nd (4) o9 - o o O O 03 nd (4) 4270 J O O o3 n d (4) o o o1 o O0 O 04 n d (4) o o 90 o O0 000 O 03 n d Si02 A1203 Fe203 Fe0 MnO MgO Ca0 Na20 K20 Tio2 '2' O O o 10 o O 8 o 12 o I o O 72 o o 02 O O o O 65 o 20 o 20 o o o o 44 o O0 001 o 10 nd O O 60 o 02 o O1 O 03 n d 4635 J O 43 o 10 O 06 o o O O 14 nd I o o o1 o O0 o O0 O 04 n d o o O0 o O0 O 03 nd O O 54 o o9 002 O 03 n d o O 01 o o0 O 04 n d 48, o O0 o O0 O 04 n d Tableau II B - Analyses chietques de Féridotites Analystes ---_--- - (1) Lab Spectrographie ORSTOM-Bondy (1971) (2) Lab Spectrographie ORSTOM-Bondy (1973) (3) CRPG-Nancy (1973) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour le Fe0 (4) Lab de Pétrologie Université de Nancy (1976)

47 A 70031B A 70107B (911) (983) (929) (872) II (945) (1 171) (973) (924) (10 97) [ 1035) (1110) ( I 133) (10 19) (1199) Tableau III - Teneurs en Fe203 des péridotites 2 l'analyse et selon différents coefficients de correction (1) teneurs en Fe203 obtenues à l'analyse chimique ramenée?i 100 après élimination de C03Ca nota : les chiffres entre parenthèses correspondent 2 des dosages de fer total sous la forme de Fe203 (2) teneurs en Fe203 d'après l'équation : Fe2O3= 083 Ti02 + 1,6 obtenuepar 1'Btude de la régression linhaire de Fe203 sur Tio2 (LE MITRE, 1976) (3) teneurs en Fe203 d'après le coefficient d'oxydation proposé par LE MAITRE (1976) coefficient d'oxydation : 0,88-0,0016 Si02-0,027 (Na20 + K20) (4) teneurs en Fe203 d'après le coefficient de correction de HLJGUES et HUSSEY (1976) : Fe203/Fe203 + Fe0 = 0,2 36

48 N a a transgression post-nappe O cumulat (péridotite plagifère) O cumulat o cumulat déformé m tectonite (restite? 1 volcano-sédimentaire termes gabbroi'ques et effusifs de l'assemblage ophiolitique péridotites métamorphites infrapéridotitiques CIID substratum calcaire du Djebel Aqraa Fig 17 - Position géographique des échantillons péridotitiques analysés 33

49 Dunite c) cumulat (péridotite plagifère) 0 cumulat U cumulat déformé tectonite (restite? ) Orthopyroxénolite à olivine Fig 18 - Position des échantillons analysés sur le diagramme triangulaire Olivine-Orthopyroxène-Clinopyroxêne F h Y '\ A M A- 10 M Fig 19 - Position des échantillons péridotitiques analysés sur le diagramme AFM 3b

50 notablement (55,3 et 91,2 pour les tectonites ; 53,l et 69,O pour les cumulats déformés ; 66,4 et 71,9 pour les cumulats) ; il en va de même pour des oxydes tels que Na20 et K20 dont les teneurs sont toujours faibles et pour lesquels une légère fluctuation 2 l'analyse chimique peut faire varier les quantités du simple au triple Le diagramme AFE1 (fig 19) rend d'ailleurs compte de la similitude chimique qui existe apparemment entre tectonites et cumulats déformés ; en outre, ce même diagramme traduirait l'existence d'une légère évolution des cumulats vers un pôle plus riche en Fe Le diagramme olivine-orthopyroxène-clinopyroxêne (fig 18) indique que les tectonites entrent pro parte dans le champ harzburgitique, pro parte dans le champ lherzolitique B la limite du champ précédent Pour les cumulats, seules les péridotites plagioclasiques entrent dans le champ lherzolitique, en indiquant de plus fortes concentrations en olivine que dans le cas des tectonites ; l'abondance d' olivine dans ces termes de transition aux gabbros pourrait s'expliquer par 1' accumulation gravifique de ces minéraux qui représenteraient dans ce cas les minéraux premiers formés Les cumulats déformés et recristallisés sont compris comme les autres cumulats dans le champ harzburgitique ; ils peuvent contenir plus d'olivine normative, correspondant dans ce cas aux dunites harzburgitiques recristallisées de 1' alternance péridotites/gabbros pegmatito'idiques ; d'ailleurs, il en va de même pour des péridotites équivalentes comprises dans des séries non-recristallisées (ech par exemple) Enfin, bien qu'il faille tenir compte ici des réserves exprimées au début de ce paragraphe, notamment sur l'origine des variations de concentration en et Cao, on observe sur le diagramme A1203-MgO-CaO (fig 20) une évolu- A1203 tion à peu près comparable des tectonites, des cumulats recristallisés et des cumulats sensu stricto, ceux-ci poussant plus loin leur évolution par suite de la présence de péridotites plagifères I1 ressort encore une fois la similitude existant entre tectonites et cumulats recristallisés, ce qui, faute de contre-preuves tangibles, pourrait conduire B considérer les tectonites du Baër-Bassit non com des restites, mais comme des cumulats où les déformations et la recristallisation ont fait disparaître toute trace permettant de les considérer comme d'anciens cumulats On remarque d'ailleurs que les tectonites du Baër-Bassit sont plus riches en alumine que les tectonites harzburgitiques d'autres ensembles ophiolitiques de Méditerranée orientale (cf tableau IY) 39 4

51 V) Olivine 60 à 70% B 85 70," Orthopyr 38 B 28% B Clinopyr traces $ Z Spinelle 2% 2 - nj 2% 2 4 a (4 (b) (C) Si A a, 2 Fe (e) (f) (h) o O o 12 o 14 o 11 dfd MgO u o) Ca o 74 O VI!o) $ Na O < 010 O 23 d - s 2 K20 - tr tr 013 < Ti < p nd Tableau IV - Compositions chimiques moyennes "à sec" des tectonites du Baer-Bassit et de quelques cortèges ophiolitiques de Eéditerranée orientale (a) moyenne des 5 tectonites analysées (b) moyenne des 3 tectonites les plus magnésiennes (c) moyenne de 2 tectonites du Hatay (PARROT, 1973) (d) analyse modale (GEORGE, 1975) (e) moyenne de 18 harzburgites du Kizil Dag d'egridir (JUTEAU, 1974) (f) analyse chimique d'une tectonite harzburgitique (PARROT et VERDONI, 1976) (8) analyse modale de la tectonite H Z III (MOORES, 1969) (h) moyenne de 3 harzburgites (MOORES, 1969) 40

52 discussion Les roches ultrabasiques du Bah-Bassit ne renferment pas beaucoup de lherzolites, que ce soit sous forme de cumulats ou de tectonites MENZIES et ALLEN (1974) pensent que l'absence de tectonites lherzolitiques et la seule présence de tectonites harzburgitiques dans le Troodos correspond au fait que la portion de croûte océanique dont ce massif provient a présenté un fonc- tionnement de type ride médio-océanique, fonctionnement qu'ils opposent à celui qui, dans 1'0thris par exemple, serait consécutif à un début d'ouverture océanique dans un milieu continental et formerait dans ce cas seulement des restites lherzolitiques De leur côté, ROCCI et a1(1975) ont envisagé que les ophiolites de Méditerranée occidentale (type I) fussent différentes par leur genèse des ophiolites de Méditerrange orientale (type 11) Cette différence reposerait notamment sur des variations chimiques dans le matériel effusif et d'autre part sur la présence de tectonites lherzolitiques dans le type I, en Corse par exemple, les assemblages ophiolitiques de type II, Chypre par exemple, ne renfermant que des tectonites harzburgitiques Poussant plus loin le raisonne- ment, OHNENSTETTER et OHNENSTETTER-CROCHEMORE (1975) estiment que les ophiolites de Méditerranée occidentale proviennent de fragments océaniques, les ophiolites de Méditerranée orientale n'étant que des fragments de croûte océanique formée dans une mer marginale ; cette hypothèse s'appuit notamment sur l'absence d'un hiatus dans les séries corses sur le diagramme Alzo3 - MgO - Cao, absence de hiatus qui caractériserait les échantillons péridotitiques dragués sur les fonds océaniques et que ne présenteraient pas les assemblages ophiolitiques de Méditerranée orientale (cf fig 20 b) I1 m'est difficile de souscrire h cette façon de voir D'une part, le caractère ponctuel des échantillons dragués et leur report global sur le diagramme Alzo3 - MgO - Ca0 ne tieht pas compte de l'ím- portance relative des types pétrographiques récoltés sur les fonds océaniques ; ainsi par exemple, dans le Pinde septentrional, les dunites plagifères occupent bien le hiatus qui existerait apparemment dans les autres assemblages ophio- litiques de Méditerranée orientale ; d'ailleurs, les points correspondants h des échantillons du Pinde ont été repris dans la publication de MENZIES et ALLEN (1974) ; or, ils ont été définis h partir des données analytiques de 41

53 0 Péridotites plagifères (+ lherzolites pour I'Othris) o Cumulats m Tectonites o Péridotites SI Pinde - \ \ 'IO Ca0 Corse a 10, cumulat (péridotite plagifère) o cumulat O cumulat déformé tectonite (restite? ) 0 0 o \ '30 Cao '20 10 Pig 20 - Report des péridotites analysés sur le diagramme A1203-Mg0-Ca0 Comparaison avec quelques autres ensembles ophiolitiques et échantillons dragués 42

54 MONTIGNY et al (1973 ), données obtenues sur des échantillons que j'ai moimême fournis à ces auteurs ; il m'est donc possible d' affirmer que ces échantillons sont compris dans la zone de transition des péridotites aux gabbros qui, dans le Pinde, n'a qu'une cinquantaine de mètres de puissance ; nous voyons bien que dans ce cas, le caractère aluminew des termes supérieurs de la série péridotitique est en fait accentué par un échantillonnage relativement important dans une zone de faible ampleur De plus, en Méditerranée orientale même, dans le massif basique-ultrabasique du Hatay (PARROT, 1973 ; so&jlu et al, 1976), une position similaire Zi celle qu'indiquent les péridotites plagifères du Pinde septentrional se retrouve pour les échantillons péridotitiques de la zone de transition des péridotites aux gabbros Et nous avons vu qu'il en est de même pour les péridotites du Ba&-Bassit, qu'il s'agisse de tectonites ou de cumulats D'autre part, je rappellerai que pour MENZIES et ALLEN (1974) l'absence de hiatus dans la série péridotitique de l'0thris ne traduit pas que ceci corresponde à un océan ouvert, mais au contraire au départ d'un processus d' expansion Enfin, OHNENSTETTER et OHNENSTETTER-CROCHEMORE (I 975) disent clairement dans leur thèse (page 2Jl) que les tectonites de Corse sont d'anciens cumulats, ce que confirme d'ailleurs l'étude de la répartition des terres rares faites par NOIRET et ALLEGRE (1976) sur ces mêmes échantillons Dans ces conditions, il me semble donc difficile d'évoquer la présence de restites lherzolitiques qui, nous venons de le voir, ne sont pas réellement des restites, pour différencier un océan en Mgditerranée occidentale d'une mer marginale en Méditerranée orientale conclusion En conclusion, on peut dire que la présence dans le Ba&-Bassit de restites harzburgitiques est vraisemblable, mais qu'elle est loin d'être certaine De toute façon, il faut bien admettre qu'8 un moment donné de leur histoire, des péridotites ont joué le rele de plancher pour les cumulats qui se formaient au-dessus Dans la région étudiée, ce plancher pourrait n'être qu'une ancienne zone d'accumulation péridotitique ultérieurement déformée et recristallisée comme le montre un grand nombre d'échantillons Une telle 43

55 hypothèse ne fait malheureusement que reculer le problème des restites, car, si la plupart des péridotites du nord-ouest syrien sont d'anciens cumulats, il faut bien envisager que ceux-ci se soient déposés sur quelque chose d'autre lors de la formation de la croûte océanique Une étude de la répartition des terres rares dans ces péridotites serait peut-être en mesure de confirmer ou d'infirmer la présence de véritables restites dans la région ophiolitique du Ba&-Bassit 44

56 L'ensemble gabbroïque est principalement représenté par une série litée de 1000 mètres environ dont la composition basique reste pratiquement constante La base de cette série est formée par une alternance de bancs péridotitiques et gabbroïques de puissance métrique faisant suite à des cumulats harzburgitiques à tendance lherzolitique, voire même à des peridotites feldspathiques Les niveaux supérieurs de la série litée sont recoupés par des dykes doléritiques subverticaux La structure des termes de l'ensemble gabbroïque montre que ces roches se sont formées par gravité au sein d'une chambre magmatique ; l'absence d'évolution cryptique des mingraux et la présence de minéraux ultramafiques dans presque toutes les unités cycliques font penser que cette chambre a été continuement réalimentée LES GABBROS introduction La majeure partie de l'ensemble basique grenu est représentée par une série de gabbros lités (cf fig 8) L'dpaisseur de cette série litée est difficile à apprécier correctement dans la mesure où de nombreux accidents tangentiels la découpent à des niveaux variables ; cependant, une épaisseur minimum de l'ordre du kilomètre est facilement envisageable Ces gabbros lités affleurent en divers points de la région ophiolitique ; j'ai plus spécialement étudié les affleurements situés sur la route Lattaquié- Antioche de part et d'autre de la frontière syro-turque et également à 1 km au nord du village de Qastal Maâf (qastal masaf), ainsi que l'dmportante masse gabbroïque de Zinzof (zinzof ) qui se poursuit entre le village de Giaour Qrâne (aläymän) et le ziaret Hamza, celle du Djebel Zgitoun et celle enfin qui affleure au fond du ravin du Saquiet el Hamm-a (cf fig 23 ) La coupe du ravin du Saquiet el Hamm% est particulièrement intéressante car elle est 45

57 Fig Filons gabbroïques rodingitisés recoupant les péridotites sur la côte ouest du Bassit (dessin d'après photo : cliché Dubertret) Fig 22 - Gabbro transformé du Djebel enn Nisr (dessin d'après photo ; échanti llon

58 relativement continue et fait suite à des niveaux de dunites plagifères corres- pondant à l'un des termes de passage entre péridotites et gabbros qui a été décrit dans le chapitre précédent L'affleurement composite du nord de Qastal Maâf (qastal masaf) renferme, 2 côté d'une masse de gabbros lités, une séquence gabbro'ique, également litée, recoupée par une suite de dykes doléritiques parallèles de 50 cm à I m d'épais- seur, perçant la roche encaissante à des intervalles plus ou moins réguliers de l'ordre de mètres Le plan du litage des gabbros et celui qu'indique la direction d'ensemble de ces dykes font entre eux un angle d'environ 60 à 70" L'étude de ces dykes fait en partie l'objet du chapitre suivant Ces niveaux gabbro'iques, que l'on peut considérer comme supérieurs en raison de la pré- sence de ces dykes, se retrouvent dans le Djebel Zaïtoun et le ravin du Beit el Qassir qui longe cette hauteur sur son flanc occidental Outre les gabbros lités, deux autres faciès gabbro'iques ont été observés I1 s'agit tout d'abord de gabbros 1 très gros grains, parfois pegmato'i- diques, qui forment, notamment sur la quasi-totalité des hauteurs de l'unité du Bassit, dans les environs de Oum Chorte (l-fe$iye h ) où ils sont bien représentés, une suite de bancs d'ordre métrique Ces bancs alternent avec des niveaux lherzolitiques ou harzburgitiques à tendance lherzolitique d' épaisseur sensiblemat équivalente ; le nombre des bancs gabbro'iques augmente en fonc- tion de l'éloignement à la masse ultrabasique sous-jacente Ce type gabbro'ique, sans que toutefois ses relations avec les péridotites soient aussi claires que dans la région d'oum Chorte ( 1-fediye h ), peut également être observé dans l'unité du Bahr, notament à proximité de Qastal Maâf (qastal mcaf) et plus 2 l'est au coeur de cette unité Sur les hauteurs du Djebel enn Nisr (cf chapitre précédent), ces mêmes gabbros ont subi des transformations qui semblent aller de pair avec les recristallisations que présentent les pérido- tites avec lesquelles ils alternent Si les relations de cette formation avec la masse gabbro'ique litée n'ont pas été observées, il est cependant assez vraisemblable d'admettre que les termes de 1' alternance péridotites/gabbros correspondent 2 des niveaux plus profonds En revanche, la position des péridotites plagifères par rapport à cette alternance n'est pas claire, et il m'est difficile d'affirmer qu'elles la précèdent, lui font suite, ou bien même représentent une sorte de faciès latéral de la zone de transition des péridotites aux gabbros Le deuxième facils correspond à de norcbreux filons gabbro'iques de I à 2 mètres d'épaisseur qui,notamment sur la côte occidentale du Bassit, recoupent les péridotites sur km (fig 21) 47

59 pétrographie La série litée De nombreux faciès sont représentés (I) On passe de l'un à l'autre par des variations qui peuvent être minéralogiques, de forme ou de proportion (JACKSON, 1967) Le passage d'un lit 2 l'autre se fait par des contacts de phase, de proportion ou des contacts morphologiques L'épaisseur des lits est également variable ; si l'on excepte les "laminae" généralement pyroxèniques qui ne dépassent que très rarement le centimètre, l'épaisseur des lits est comprise entre le cm et le dm, voire plus Aux hétéradcurnulats péridotitiques du ravin du Saquiet el Harmn'un fait suite une séquence de gabbros lités, 5 olivine essentiellement ; il s'agit alors de troctolites à plagioclases basiques, de gabbros à olivine et accessoirement de gabbros noritiques h olivine ; on remarque la présence de quelques (1) Les termes désignant les différents types gabbroiques sont souvent anciens; partant, l'acception de ces termes a pu changer ; ainsi, selon les auteurs, une norite peut aussi bien désigner un gabbro à orthopyroxène seul qu'un gabbro sans olivine où le clinopyroxène est au moins aussi abondant que l'orthopyroxène; STRECKEISEN (1974) propose une nomenclature internationale 2 laquelle je me référerai Ainsi, désignerai-je par norite, celle-ci pouvant être leucocrate, mésocrate ou niélanocrate, tout gabbro sans olivine contenant moins de 5% de clinopyroxène, ce qui correspond d'ailleurs à la première définition faite par ESMARK (1838) ; le terme gabbro au sens strict (leuco, méso ou méla) comprend tous les échantillons sans olivine contenant moins de 5% d'orthopyroxène ; ceci correspond aux vieux termes d'eucrite (ROSE, 1835) et d'euphotide (LACROIX, 1933) Tout intermédiaire gabbro'ique sans olivine sera désigné comme gabbro noritique ; il serait évidement possible de faire un distinguo subtil selon la plus ou mins grande proportion de clinopyroxène, en introduisant des notions telles que gabbro noritique à tendance gabbro'ique, sensu stricto, ou B tendance noritique, distinctions que je ne retiendrai pas La présence d'olivine sera signalée: on aura ainsi des gabbros à olivine, des narines Ù olivine, etc De plus, toujours d' après STRECKEISEN (Op &t 1, le terme troctolite s'applique 2 des gabbros h olivine contenant moins de 5% de pyroxène ; les harrisites et allivalites entrent dans cette catégorie ; il est à signaler que la troctolite-type (Von LASAULX, 1875) s'éloigne en fait sensiblement de la zone 1 laquelle elle donne son nom comme le montre le report des échantillonstypes sur le diagramme de STRECKEISEN De toute façon, l'appartenance des roches décrites à tel ou tel type ressortira, dans le texte, des analyses modales expédiées qui accompagneront les descriptions des principaux faciès rencontrés

60 lits formés par des leucogabbros, noritiques ou non, mais le plus souvent sans olivine ; parallélement, surtout à proximité de l'unité ultrabasique, on observe des concentrations d'éléments mafiques, essentiellement pyroxéniques, formant des lits de gabbros noritiques mélanocrates, voire de véritables pyroxénolites lorsque le pourcentage en anorthite-bytownite tombe au-dessous de 10 A côté de ces séries litées plus ou moins riches en olivine, il existe des séries gabbro'iques essentiellement formées par une suite de lits de gabbros à clinopyroxène seul et de gabbros noritiques à deux pyroxènes ; les norites à orthopyroxène seul sont exceptionnelles En fait, il n'existe pas à proprement parler dans le Baër-Bassit de série gabbroïque litée où n'apparaisse pas l'olivine ; en effet, ce minéral s'observe pratiquement 2 tous les niveaux, que ce soit avec une faible teneur dans toute une suite de lits, ou plus spécialement en concentration dans un banc compris dans une séquence gabbroïque de lits sans olivine La présence quasi-constante de ce minéral semble aller de pair avec la composition uniformément basique des plagioclases Aussi, les gabbros que percent isolément des dykes diabasiques sont-ils sensiblement de même nature que ceux que l'on rencontre B la base de l'ensemble gabbroïque Cependant, il faut faire remarquer qu'il s'établit tout de m'ème une polarité dans l'ensemble gabbroïque, les termes les plus riches en minéraux fémiques et en olivine étant statistiquement situés à la base I1 en va de même de la structure, qui est essentiellement de type adcumulat à la base de la série gabbroïque, et de type mésocumulat dans les termes sommitaux Les olivines (Fo : 85 ; 2Yx : 86 à 88") sont généralement subautomorphes, mais peuvent aussi servir de ciment aux plagioclases bytownitiques notamment dans les termes leucocrates (le~cotroctolites); leur teneur varie entre 15 et 37%, rarement plus, exception faite de petits niveaux où l'on enregistre de véritables ségrégations oliviniques qui peuvent très localement représenter jusqu'à 60% d'olivine ; inversement, quelques termes de transition aux gabbros sans olivine n'en contiennent que 5% A côté d'allivalites extrêmement rares et généralement cantonnées à la base de la série, correspondant surtout aux ségrégations décrites ci-dessus et caractérisées par la seule association p lagio c laselo livine, on ob serve principa lemen t des troc t oli t es où apparaît toujours un peu de clinopyroxène ; il s'agit d'une augite (2Vz : 52" ; % = 1,69 1 dont le pourcentage oscille entre 4 et 8% ; cette teneur augmente sensiblement dans les gabbros à olivine ou, lorsque l'orthopyroxène apparaît, dans les gabbros noritiques 2 olivine ; des teneurs de l'ordre de 30% sont 44

61 alors fréquentes L'orthorypoxène (2Vx : 80') qui vient d'être signalé peut dans certains cas atteindre 12 à 14%, ce qui de toute fagon correspond à un maximum La teneur en plagioclases varie peu ; elle est comprise entre 50 et 55%, mais elle peut aussi être plus faible ou atteindre 60% dans quelques troctolites et allivalites ; le plagioclase est toujours fortement basique (An 75-80, voire plus) Enfin, les minéraux opaques sont toujours peu abondants Le tableau V donne quelques analyses modales moyennes des principaux types rencontrés : allivali te troc to li te gab oliv (ZV, : 52") gab norit à o livine o, 5 terme de transition aux gabbros 5 40 sans olivine Tableau V - Composition modale des gabbros à olivine de la série litée Led gabbhon nanb ofivine Selon la présence ou l'absence d'orthopyroxène, il s'agira de gabbros noritiques ou de gabbros ; ces derniers sont surtout concentrés dans les horizons supérieurs Le clinopyroxène est une augite (ZV, : 46") qui, d'après les données optiques, serait légèrement moins calcique et moins magnésienne que dans le cas des gabbros à olivine Toujours d'après les seules données optiques, les orthopyroxènes (2V, : 80 B 70" ) de cette séquence semblent assez comparables 2 ceux de la série à olivine Quant au plagioclase, la diminution en anorthite n'est pas très sensible (An 70-75), d'autant plus que dans quelques cas, des plagioclases se situent 5 la limite bytownite/anorthite En revanche, les minéraux opaques semblent être toujours plus abondants Le tableau VI indique quels sont les pourcentages myens qu'enregistrent les différents minéraux constitutifs 50

62 gabbro noritique i gabbro En condllbion La série litée présente une certaine diversité de termes, tant par la structure que par la proportion et la nature des phases minérales constitutives De nombreux termes sont altérés C'est d'ailleurs l'altération qui souligne souvent le litage sur le terrain Les olivines sont fréquemment serpentinisées, notamment lorsqu'elles sont subautomorphes ; dans ce cas, elles sont généralement entourées de "coronna" chloritiques Les orthopyroxènes peuvent être bastitises et les clinopyroxènes ouralitisés, mais dans l'ensemble, l'altération pyroxénique est assez exceptionnelle En revanche, celle des plagioclases est plus nette ; dans les termes les plus riches en minéraux fémiques et notamment en olivines, les plagioclases sont fréquemment rodingitisés, mais c'est en fait surtout la séricitisation qui domine Dans l'ensemble, les termes B olivine sont de loin les plus abondants, et de nombreuses récurrences ont pu être observées Les gabbros sans olivine sont rares, plus rares encore (un seul pointement reconnu) les anorthosites Le caractsre basique de l'ensemble gabbro'ique lité est de plus confirmé par la basicité quasi-cons tante des plagioclases L e s gabbros de l a zone de transition I1 s'agit de termes gabbro'iques sans olivine, toujours à tendance noritique La taille du grain est parfois d'ordre centimétrique et les termes les plus fins restent fortement grenus, les principaux minéraux constitutifs ayant alors 3 B 4 m de diamètre en moyenne 57

63 Ces gabbros noritiques alternent avec des niveaux essentiellement lherzolitiques et quelques niveaux pyroxénolitiques On est ici en présence d'une série "lherzolito-noritique" assez comparable à celle qui a été décrite par JUTEAU (1974) dans le massif d'antalya, mais qui en diffère cependant par la plus grande épaisseur des lits, épaisseur qui les rapproche davantage de celle que présentent, dans le Vourinos, les gabbros et pyroxénolites formant la "zone de transition" des péridotites aux gabbros (MOORES, 1969) Ces roches contiennent en myenne 60 à 66% de plagioclases moyennement basiques (An 65-70), I à 2% au maximum de minéraux opaques (magnétite), le reste de l'échantillon correspond aux pyroxènes ; ceux-ci sont représentés par des orthopyroxènes et clinopyroxènes dont le pourcentage relatif varie sensiblement d'un échantlllon à l'autre L'orthopyroxène (2Vz : 86") y toujours fortement bastitisé, est compris entre 11 et 20% Le clinopyroxène (2V, :54"), moins altéré, parfois poecilitique et renfermant alors quelques lattes plagioclasiques, varie entre 12 et 28% Les filons gabbroïques L'épaisseur de ces filons oscille autour du mètre Les filons sont formés par un assemblage fortement grenu, parfois pegmatito'idique, les pyroxènes atteignant 2, voire 3 cm et plus ; de plus, ces minéraux se concentrent fréquemment sur l'éponte du filon, au contact de la serpentinite encaissante dont les fragments sont parfois repris au sein même du filon ou sur sa bordure Sous le microscope, la roche apparaît souvent très cataclasée, notamment au niveau du matériel feldspathique Comme l'a montré MAJER (1960), le plagio- clase est fortement rodingitisé, c'est 2 dire remplacé par un mélange d'hydi-o- grossulaire (hibschite) et de prehnite Les reliques feldspathiques sont très basiques (An 85-90) Le résidu plagioclasique et le produit d'altération couvrent 65 à 71% de la roche, Le clinopyroxène (J8 à 20%) est un diopside (2Vz : 52-54O) souvent ouralitisé On observe enfin un peu d'enstatite (3%), de la magnétite (I à 3%) et surtout du sphène (7 à 10%) De plus, de la thonì- sonite a été signalée par CAILLERE (1937) et par PIRO (1967), notamment dans les types les plus altérés qui correspondent souvent aux essaims de filonnets blanchâtres plus ou moins anastomosés qui s'échappent des filons gabbro'iques principaux ou sont parallèles 2 ceux-ci ; ces filonnets sont beaucoup moins riches en pyroxènes, le mélange bytomite-hydrogrossulaire -prehnite-zéolite domine, et le sphène y est plus abondant

64 L e s bancs gabbrosques transformés du Djebel enn N i s r Accompagnant les dunites harzburgitiques recristallisées (cf plus haut) avec lesquelles ils forment apparemment une alternance comparable P celle précédemment décrite entre harzburgites à tendance lherzolitique et gabbros pegmatitdidiques, les gabbros du Djebel enn Nis? sont caractérisés par la présence de pseudomrphoses feldspathiques entièrement transformées en un assemblage de quartz fortement engrénés souvent accompagnés d'un peu d'albite ; de plus, les pyroxènes plus ou moins ouralitisés, sont pliés et cataclasés (cf fig 22) Ces roches sont leucociates et contiennent 40 à 44% de quartz et 21 P 19% d'albite de remplacement, 20 à 27% de reliques plagioclasiques (An 70), 10% en moyenne de clinopyroxène (augite?), 2% de minéraux opaques et 1 2 2% de sphène chimisme La figure 23 indique quelle est la position des échantillons gabbro'iques analysés ; les analyses ont été faites sur des échantillons ne présentant pas ou peu de traces d'altération secondaire telle que séricitisation ou kaolinisation des plagioclases,ouralitisation des pyroxènes L'ensemble des analyses chimiques est reporté dans le tableau VI1 ; de plus, comme dans le cas des péridotites, les minéraux virtuels sont définis d'après l'analyse recalculde après élimination de CO Ca d'ailleurs peu abondant, et pour un taux maximum 3 en Fe203 de 1,5% (2: (2) L'application des coefficients de réduction de LE MAITRE (1976) et de HUGUES e t HUSSEY (1976) montre que ce taux est peut être un peu fort et qu'un taux moyen de 1% eut en fait été plus approprié (cf tableau YIII) ; mais cette différence n'est pas importante et l'application d'un taux de 3% n'entrainerait que de faibles modifications au cours de la formation des minéraux virtuels 53

65 I A _ PIR MAJ PIR C III -_ (2) (I) (2) Oz <OOS O o 10 ~ nd nd nd nd "Io B (9) O (8) O o O0 O 13 nd nd I 19 C (9) (9) nd nd b' _- (4) (9) (4) nd GABRROS LITES b _-_-_-_- (4) (9) (9) o II 012 nd nd o _-- (9) (9) s nd nd _-- 12 (8) o O 29 o O0 o 12 nd n d 861 v1 SiO2 A1203 Fe203 Fe0 MnO Na20 K20 p2 5 H20+ H20- Q Or Ab An $ Neph z cc p CPX!j OPX I Ma!2 Ilm Hem O _ o O I _ O nd nd nd nd 004 nd nd nd nd nd nd O oo5 I o o _-_- - _ O 15 _ Per Ib _ Tableau VI1 A - Analyses chimiques de gabbros A = Gabbros rodingitisés ; B = Gabbros de l'alternance Iherzalita-gabbroïqus ; C =Gabbros tkansfokm~s du Djebel enn Nisr -- Analystes ----_- (I) in MAJER (1960 ; (2) in PIRO (1967) ; (4) Lab SpeCtKOg ORSTObSBondy (1972) + Lab Chimie des Sols ORSTO1SBcndy (1973) pour le CO2 ; (8) Lab Pétrologie Univ Nancy (1976) ; (9) Lab PBtrologie Univ Nancy (1976) + Lab Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1976) pour le CO O 15 54

66 ~ I GABBROS LITES a a _---_ (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) O O 04 o O8 n d o O nd nd nd nd nd nd nd I 89 O I II 004 o O8 n d nd nd nd nd nd nd nd I 96 -_--- o o _ GABBROS -HOTES DE DYKES (3) (5) (6) (7) (7) (6) (5) (9) (3) (3) O 16 I o o o O 16 o nd nd nd nd 006 nd nd nd *13 4* Og o nd nd nd nd * o o nd ]?si _ I o : j Tableau VI1 B - Analyses chimiques de gabbros Analystes ---- _---- (3) Lab Chimie des Sols ORSTOM-Bondy(l971) + (1973 pour le CO ) ; (5) Lab Spectrographie ORSTOM-Bondy (1973) + lab Chimie des sols (1973) pour le COZ (6) CRPG -Nancy (1973) (7) CRPG -Nancy (1974) (9) Lab Pétrologie Universie6 Nancy (1976) + Lab Chimie des Sols ORSTOb+Bondy (1976) pour IC CO2 55 5

67 ~ ~ PIR CI (702) (558) (2) (3) (4) _ (519) (213) o O b 7 O08 4b a a (565) (379) o 91 (1072) (304) (519) (419) (838) (359) (655) (593) (561) (534) (490) (292) (943) O O o O O O O O o 97 o I O (1067) J I O Tableau VI11 - Teneurs en Fe203 des gabbros?i l'analyse et selon différents coefficients de correction (1) Teneurs en Fe203 de l'analyse chimique après élimination de CO3 Ca et total des oxydes ramené h 100 nota : les chiffres entre parenthèses correspondent 2 des dosages de fer total sous la forme Fe203 Teneurs en Fe203 d'après l'équation obtenue h partir de la régression linéaire de Fe203 sur Ti02 (LE MAITRE, 1976) Fe203 = 0,83 Tio2 + 1,6 Teneurs en Fe203 d'après le coefficient d'oxydation (LE MAITRE, 1976) Coeff Oxyd = SiOz (Na20 + K20) Teneurs en Fe20 d'après le coefficient de carrection de HUGUES et HUSSEY ( Fe203 + Fe0 = 0,2 56

68 (y a transgression post-nappe r 0 volcano-sédimentaire gabbros recoupés par des dykes termes gabbroi ques et effusifs O gabbros de la série litée de l assemblage ophiolitique e gabbros de l alternance péridotite/gabbro pcridotites 4 gabbros transformés du Djebel enn Nisr e filon gabbroïque rodingitisé de la côte du Bassit métamorphites inf rapéridotit iques a substratum calcaire du Djebel Aqraa Fig 23 - Position géographique des échantillons gabbro iques analysés 57

69 L e s f i l o n s gabbrosques rodingitisés L' analyse chimique de deux filons gahbroïques rodingitisés du Bassit (MAJER, 1960 ; PIRO, 1967 ) confirme les nombreuses transformations que ces roches ont subies On remarque notamment le déficit en Si02 et Al203 et l'excès de Ca0 qui rendent d'ailleurs impossible tout calcul de norme et minéraux virtuels ; l'excès de Ca0 est dû surtout au développement de l'hydrogrossulaire qui s'est formé au dépens du plagioclase, accessoirement à celui de la prehnite et du sphène qui entraîne parallélement une augmentation des teneurs en TiOZ Si l'on tente malgré tout d'établir un bilan pétrochidque en remplagant le pourcentage total d'hydrogrossulaire par la bytownite dont il serait issu, on constate que ces roches auraient pu être comparables aux gabbros de l'alternance lherzolitcrgabbroïque Cependant, les modifications enregistrées ne se limitent pas à cette simple transformation et par exemple l'importante quantité de sphène observée, partant l'excès des teneurs en Tio2 reste difficile à expliquer Les gabbros transformés Quoique d'une autre nature, les modifications chimiques que présentent les gabbros de 1' alternance lherzolito-gabbro'ique recristallisée sont tout aussi spectaculaires La transformation des lattes plagioclasiques en quartz engréné et accessoiremnt albite se manifeste au plan chimique par des teneurs en Si02 de l'ordre de 70% ; quoique plus discret en raison même de l'excès des teneurs en silice, l'enrichissement en Na20 n'en est pas moins net, ce qui ce manifeste par l'augmentation du rapport Na20 + K20/CaO' (Ca0 feldspathisable) Ces roches rappellent à tout point de vue par leur chimisme les plagio- granites qui seront étudiés plus loin ; cette analogie est d'autant plus remarquable que les plagiogranites du nord-ouest syrien sont intrusifs dans des niveaux comparables (zone de passage des péridotites aux gabbros) En fait, on ne peut différencier ces deux types pétrographiques que par leur mode de gisement et par leur structure Au point de vue de leur gisement, ces roches semblent former avec les dunites harzburgitiques encaissantes, une al- ternance de bancs parallèles et horizontaux ; on pourrait évidement supposer

70 qu'il s'agit de filons intrusifs verticaux basculés par la tectonique, les recristallisations qui affectent les péridotites encaissantes ne permettant pas d'observer le litage originel ; cependanb, celui des bancs gabbro'iques est encore visible et semble accréditer les rapprochements que l'on peut éta- blir entre cette série transformée et les termes de l'alternance lherzolito- gabbro'ique nettes De plus, les indications fournies par la structure sont plus : on constate en effet (cf fig 22) que ce sont essentiellement des lattes plagioclasiques qui ont été remplacées par l'agrégat quartzo-albitique ; la transformation des minéraux ferro-magnésiens qui sont à première vue SOUS le microscope, quoique fortement décolorés, des pyroxènes ouralitisés, n' est pas confirmée par les teneurs en H ~ O à re analyse (3) Si l'on peut a priori envisager un phénomène métasomatique pour rendre compte des transformations observées, la faiblesse des teneurs en H20 reste à expliquer I1 semble en tout cas que ces tramformations aillent de pair avec celles qui caractérisent les péridotites auxquelles les gabbros du Djebel enn Nisr sont associés En revanche, le rapport entre gabbros transformés et plagiogra- nites l'est moins, et l'on voit mal comment des transformations in situ co'in- cident avec les phénomènes de différenciation auxquels il est fait appel pour expliquer la genèse des plagiogranites (COLEMAN et PETERMAN, 1975) L e s gabbros Lités Pour sa part, la série litée ne semble pas avoir enregistré d'altération marquante, si ce n'est l'altération météorique superficielle que présentent quelques termes qui, pour cette raison, n'ont pas été analysés, et la serpentinisation relativement faible des échantillons les plus riches en olivine ; dans ce dernier cas, ce phénomène se traduit par une perte au feu supérieure à celle que présentent les termes sans olivine En revanche, les gabbros lités que recoupent des dykes diabasiques épars enregistrent parfois des teneurs plus élevées en Na20 et K20 notamment (par exemple, éch 70049, et 71013) qui pourraient éventuellement provenir du résultat d'une altération deutérique comparable à celle qui semble affecter quelques- uns de ces dykes ; il faut donc tenir compte de ce phénomène qui influe sur la position des points correspondants sur les diagrammes utilisés (3) Le calcul pétrochimique montre en effet que les quelques lox de pyroxènes que contiennent ces roches ne peuvent être que partiellement ouralitisês 59

71 Diagrammes On peut constater sur le diagramme AFM de la figure 25a que les gabbros lites forment un ensemble homogène et que les points correspondant aux échantillons analysés restent groupés Les termes gabbroïques de 1' alternance lherzolito-gabbro'ique se placent dans ou à proximité du champ que définissent les gabbros lites L'ensemble gabbroïque lité recoupé par les dykes diabasiques épars est plus dispersé ; si quelques échantillons sont situés dans ou B proximité du champ que dessinent les gabbros litss non recoupés par des dykes, quelques-uns s'en détachent et se rapprochent davantage de la droite AF ; il s'agit évidement des échantillons 70049, et signalés plus haut I1 en va de uième des gabbros transformés du Djebel enn Nisr, ce qui rend compte en partie de la nature des modifications qu'ils ont enregistrées Quant aux filons gahbro'iques recoupant les péridotites, ils semblent bien qu'ils soient nettement basiques, bien que l'importance des transformations subies ne permette pas, comme dans le cas précédent, de considérer que la position qu'ils occupent sur ce diagramme corresponde B la nature originelle de ces roches Le diagramme Na-K-Ca de la figure 25b traduit les mhes phénomènes Les gabbros lit& sont bien groupés et ne présentent qu'une légère augmentation en Na Les gabbros lit& recoupés par des filons diabasiques sont soit comparables au premier groupe, soit nettement plus alcalins, avec une augmentation marquante pour en K Les gabbros transformés enregistrent naturellement un fort déplacemnt vers le pôle Na, le déplacement vers le pôle K étant relativement plus faible que celui des gabbros hôtes de dykes diabasiques, si lton note que ces derniers indiquent des valeurs de K identique pour une teneur globale en alcalins plus faible I1 n'est évidemment pas possible de reporter sur le diagramme Na-K-Ca, les filons gabbroïques rodingitisés recoupant les péridotites dans la mesure où leur teneur en Ca0 dépend directement des transformations subies conclusions La structure des termes de l'ensemble gabbrdique montre que ces roches se sont formées essentiellement par gravité au sein d'une chambre magmatique ; 60

72 OPX Px o1 Fig 24 - Report des gabbros analysés sur les diagrammes triangulaires P1-Px-O1 et P1-CPx-OPx Ca 0 Gabbro hôte de dykes O Gabbro lité 9 Gabbro transformé O Gabbro de l alternance Lherzolito-gabbro ïque A M Fig 25 - Position des gabbros analysés sur les diagrammes triangulaires AFM et Na-K-Ca 61

73 celle-ci devait être située au-dessus de péridotites qui lui servaient de plancher Les récurrences oliviniques rencontrées à tous niveaux permettent d'établir sur des portions plus ou moins complètes de séquence gabbroïque de véritables "unités cycliques'' comparables à celles qui ont été décrites dans de nombreux massifs basique-ultrabasiques par JACKSON (1970) De plus, l'étude pétrochimique des termes qui composent cet ensemble gabbroïque a mis en évidence leur caractère basique constant On peut faire une remarque similaire à propos des gabbros litss que l'on peut suivre sur plus de 3 km dans le massif voisin du Kizil Dai, Hatay (PARROT, 1973) et dont les plagioclases sont caractérisés par l'absence de variations sensibles du pourcentage en anorthite normative PARROT et RICOU (1976) ont d'ailleurs utilisé cette permanence de la composition des cumulats gabbrdiques dans le massif du Hatay pour considérer que la portion de croûte océanique observée dans ce massif est 2 mettre en relation avec un processus d'expansion océanique sinon débutant du moins en cours, par opposition 1 ce que l'on observait à la fin de ce processus comme par exemple dams le massif ophiolitique du Pinde septentrional où les gabbros sont et deviennent régulièrement moins basiques, passant sans solution de continuité à des termes doléritiques Les termes de l'alternance lherzolito-gabbro'ique semblent bien correspondre à la base de la série gabbro'ique Dans ce cas, l'olivine ne se répartit que dans les lits péridotitiques, les niveaux gabbrdiques prenant b leur compte les concentrations en plagioclases et accessoirement en pyroxènes Or, on admet généralement que la germination des cristaux se fait dans les parties hautes de la chambre magmatique, car c'est en effet B ce niveau que le magma se refroidit plus rapidement par conduction thermique Les cristaux ainsi formés auraient ensuite tendance à s'enfoncer, leur poids spécifique étant plus élevé que le magma dont la densité serait de l'ordre de 2,65 (BOTTINGA et WEILL, 1970) L'écart de densité entre ces cristaux et le magma serait de 0,75 pour l'olivine, de 0,7 pour le pyroxène et de 0,l pour le plagioclase (JAEGER, 1968) Une action purement gravifique s'exerçant dans une chambre magmatique où la germination des cristrux se produirait en continu aurait pour seul effet un étagement lent de ces trois classes minérales Pour expliquer le litage observé, WAGER et DEER (1939), WAGER (1953) et HESS (1960) ont estimé que des courants de convection s'établissent dans la chambre magmatique, modifiant 2 son toit la perte de chaleur et les cristallisations qui l'accompagnent, et accélérent le transport des minéraux formés vers le plancher ; des fluctuations de vitesse des courants de convection seraient 62

74 alors responsables de la formation du litage Parallèlement à l'existence de ces courants, HESS (1960) envisageait également la possibilité de chûtes brutales du niveau supérieur refroidi et de ce fait enrichi en minéraux, sur le plancher de la chambre magmatique, le caractère répétitif de ce processus pouvant aussi expliquer la présence d'unités cycliques Pour JACKSON (1971), les courants de convection seraient de plus susceptibles de faire croître la densité globale des niveaux inférieurs de la chambre magmatique par suite de l'afflux de minéraux qu'ils entraînent ; ces niveaux se différencieraient alors de l'ensemble magmatique à la base duquel ils se trouvent et dont la densité globale serait plus faible, ce qui permettrait aux minéraux ainsi "piégés" de subir localement une différenciation plus spécifiquement gravifique La répétition du phénomène conduirait à la formation de séquences rythmiques ou "unités cycliques" qui caractérisent les ensembles gabbrdiques lités Cependant, en raison de l'absence ou de la présence exceptionnelle de figures d'érosion dans les séries litées, WAGER abandonnait dès 1963 l'hypothèse reposant sur des variations de vitesse des courants convectifs Seule l'action gravifique serait donc un facteur dominant Dans cette optique, le litage des séries gabbroïques proviendrait pour GOODE (1976) de décantations consécutives à des bouffées germinatives discontinues dans les niveaux supérieurs de la chambre magmatique ; celles-ci pourraient être provoquées par des vibrations sismiques intermittentes (HESS, I960 ; HOFFER, 1965), ellesmêmes peut être en relation avec des saccades provoquées par l'expansion Ces bouffées germinatives intermittentes seraient suivies d'une décantation contralée par la taille des cristaux, l'écart de densité entre minéraux et liquide dans lequel ils se sont formés, et la viscosité La nature des contacts entre les lits de la série gabbro'ique dépendrait en outre du temps qui sépare deux phases germinatives (si celles-ci sont trop rapprochées, la séparation des différentes familles minérales ne peut être complète), de l'épaisseur de la zone où se produit la cristallisation, de la concentration des minéraux dans cette zone, et de la distance qui sépare la base de cette zone du plancher sur lequel les cristaux se sédimentent (cf fig 26) ; en effet, cette distance L peut être inférieure ou supérieure à la distance critique Lc (dépendant elle-même de l'épaisseur d de la zone de germination) B partir de laquelle, pour une même granulométrie, les minéraux ferro-magnésiens se séparent to talement des p 1 agi oclas es L'hypothèse de GOODE (op cit) n'est pas contredite par les observations faites dans le Baër-Bassit Ce mécanisme pourrait en effet expliquer l'importante épaisseur des lits de la série gabbrdíque de base et la séparation des phases minérales constitutives : il pourrait également expliquer 1' absence progressive de contacts de phase dans les niveaux sommitaux I1 faut enfin signaler que, pour JUTEAU (1974), l'absence générale 63

75 A d I zone de cristallisation ou de nucléation Lc I LiLc 1 limite de séparation - ---_ olivine/ pyroxène L > Lc Sommet des couches cristal lisêes Fig 26 - Illustration de l'hypothèse de GOODE (1976) expliquant la formation du litage dans les gabbros d L représente l'épaisseur de la zone de cristallisation, la distance qui sépare la base de cette zone du sommet des couches cristal li sées, Lc enfin correspond à la distance critique pour laquelle il y a séparation complète, pour des grains de même taille, entre le plagioclase et le pyroxène ou l'olivine Le temps de séparation entre deux phases minérales dépend de ces facteurs et de la vélocité de dépôt Pour des cristaux de 2 mm, si d = 1000 my Lc = 75 m, si d = 500 m, Lc = 40 m Deux cas sont possibles : - L Lc : séparation complète, entrainant selon la diversité de la taille des grains des contacts de phase ou des contacts de proportion, - L < Lc : séparation incomplète ; les contacts sont alors diffus 64

76 d'évolution cryptique des minéraux et la présence d'unités cycliques où prédominent les minéraux ultramafiques, ce que l'on observe aussi bien dans le Baër-Bassit et le Hatay que dans le massif d'antalya, suggère que des injections successives de magma frais se soient produites dans la chambre magmatique (4) Quant aux filons gabbroïques sécants, ils peuvent être soit le résultat de remobilisations affectant la péridotite encaissante, soit le produit de venues issues per descenswn de la base de la masse gabbro'ique sus-jacente au cours de sa prise en masse ; ces filons auraient été ultérieurement rodingitisés, phénomène qui semble aller de pair avec l'intense serpentinisation généralisée du matériel encaissant, comme SAW (1976) l'a noté pour les rodingites du massif ophiolitique de Yegilova (Burdur, Turquie) (4) Le caractère répétitif de ces injections, lui-même couplé aux saccades de l'expansion et aux vibrations sismiques intermittantes qui en résulteraient, pourrait aussi être un facteur du déclenchement des bouffées germinatives décrites ci-dessus 65

77 66

78 Des dykes subverticaux à composition tholeiitique parfois à légère tendance alcaline, recoupent perpendiculairement les niveaux supérieurs de la série gabbroïque litée Ils constituent également un complexe filonien, essaim de filons parallèles et verticaux devenant jointifs et présentant des bordures figées à polarité identique Le complexe filonien serait le témoin du fonctionnement d'une ancienne ride médio-océanique et renfermerait les filons nourriciers d'une partie des laves en coussins de l'assemblage ophiolitique LES DYKES DIABASIQUES description de terrain (5 ) Les dykes sont essentiellement diabasiques Ils se concentrent le plus souvent dans des essaims serrés de filons généralement subverticawr et parallèles entre eux On désigne cette formation sous le terme de complexe filonien (sheeted intrusive complex) Les complexes filoniens ont été déjà largement décrits dans de nombreux autres ensembles ophiolitiques, notamment 2 proximité de la zone Etudiée, dans le Troodos, Chypre (GASS, I967 ; LAPIERRE et ROCCI, 1967 ; MOORES et VINE, 1971) et le Kizil Dag, Hatay, Turquie (WAGNAT et ÇOGULU, 1967 ; PARROT, 1973 ; gogulu et al, 1976) ; on les retrouve d'ailleurs dans presque tous les massifs ophiolitiques du bassin méditerranéen oriental (MESORIAN, 1973), et ils sont considérés, bien qu'étant parfois absents de quelques uns, Pinde septentrional par exemple (PARROT, 1967 ; 1969), comme partie intégrante des assemblages ophiolitiqqes Les dykes constituant le complexe filonien sont habituellement limités par des bordures refroidies qui présentent parfois toutes la même polarité, ce qui tendrait à indiquer que, au,moins dans des aires plus ou moins étendues, (5) Ce paragraphe et les deux suivants (petrographie et chimisme) reprennent les grandes lignes de l'article PARROT (197413) 67

79 Fig 27 - Bloc diagramme illustrant quelques types de relations existant entre les filons du complexe filonien 1 - Ensemble de filons à bordures de refroidissement asymétriques ; 2 - Filon à bordures de refroidissement symétriques et parallèles à la direction d'ensemble ; 3 - Filon à bordures de refroidissement symétriques, re coup ant t an gent i e 1 lement 1 ens emb 1 e fi 1 onien Fig Dykes épars dans les gabbros (route Lattaquié-Antioche ; secteur turc ; 2 km après la frontière syro-turque ; dessin d'après photo) 1 - Gabbros lit& ; 2 - Dykes 2 bordures refroidies symétriques ; 3 - Filon diabasique de deuxième génération

80 les dykes se sont successivement formés en écartant de part et d'autre Les filons précédents selon le processus envisagé par CA" (1970)et KIDD et CA" (1974) à l'aplomb des rides médio-océaniques Des dykes?i bordures refroidies symétriques apparaissent également, notamment lorsque qu'ils recoupent tan- gentiellement l'ensemble du complexe filonien (fig 27) Indépendamment des essaims de dykes, des filons subverticaux de même nature recoupent de façon éparse des portions de gabbros lités, exceptionnelle- ment des péridotites ; ils présentent alors des bordures figées symétriques On peut observer en de nombreux points de la région du Ba&-Bassit, lambeaux de complexe filonien et de série gabbrdique litée recoupée par des dykes plus ou moins engagés dans la tectonique, mais deux affleurements se pretent particulièrement bien à 1' observation Le premier est situé au dos de la masse basique-ultrabasique constituant l'extrémité occidentale du Bassit (cf fig 37) C'est le plus important I1 s'étend du nord au sud, sur 3 km, depuis la mer, (de part et d'autre du cours inférieur du Nahr Sareuh ArhatcNjusqu'aux environs du village de Qara Tâté (ad-defleh) ; on le retrouve également dans ce secteur, au fond du Nahr Be'it el Qassir que longe, au sud de Qabamâzi (balutah), la route conduisant à la mer Des laves en coussins le surmontent directement, d'une part, en bordure de la mer, près de la Qoubbah de Ziaret Khodor, d'autre part, entre les vil- lages de Qara Tâté (ad-defleh) et de Qabam&i (balütah), formant un vaste ensemble qui s'étend largement au-delà de Qabdzi, vers le sud-ouest Le deuxième affleurement se place au dos de l'écaille péridotitique supérieure, à la limite du Bassit et du Ba& A environ deux kilomètres au nord-nord-est du village de Qastal Maâf (qastal &af), il est traversé par la route Lattaquié-Antioche ; les diabases forment, dans ce secteur, une suite de filons parallèles de 20 B 60 cm (voire 1 mètre) d'épaisseur, P bordures figées symétriques, espacés par des intervalles réguliers de 2 à 3 mètres où l'on observe la roche-hôte : un gabbro dont le litage apparaît malgré une forte kaolinisation Toujours sur la même route, on rencontre un affleurement comparable, également situé au dos de la &me et d'autre de la frontière turco-syrienne des écaille péridotitique, de part I1 s'agit d'un ensemble plus désor- donné que le précédent et dont les dykes se recoupent fréquemment les uns les autres (fig 28) 64

81 pétrographie Comme je l'ai souligné dans le paragraphe précédent, on peut distinguer deux ensembles différents de dykes diabasiques : l'un regroupe les filons épars qui recoupent des gabbros Lités, l'autre comprend les dykes coalescents subverticaux qui forment le complexe filonien Les filons épars De structures diverses, soit doléritique de type intersertal, soit ophitique avec dans ce cas une taille des grains qui en fait presque des gabbros, soit enfin intersertale avec des passées fluidales dans les filons les plus tardifs, ces roches présentent cependant un trait commun qui permet, outre leur même mode de gisement, de les ranger dans une même famille : c'est leur pourcentage relativement élevé en plagioclases (plus de 50%) dont la teneur en anorthite est toujours voisine de An 70 A ces 50 B 55% de plagioclases basiques généralement en lattes entrecroisées de 2 mm de long environ, mais aussi en petits prismes trapus subautomorphes, s'ajoutent 43% en moyenne d'augite (2V, : 50') en petits prismes automorphes à subautomorphes de 0,3 B 0,6 mm ou en plages poecilitiques de plus grande taille, 2 à 3% de minéraux opaques (magnétite et/ou titanomagnétite) et parfois un peu d'olivine (Fo 80) généralement xénomorphe (jamais plus de 4%) Les dykes du complexe filonien Les filons diabasiques subverticaux du complexe filonien ont une structure essentiellement intersertale, sans grande variation de la taille du grain qui de toute fagon n'atteint jamais celle que l'on rencontre au niveau des 70

82 filons épars, mais l'on observe aussi des structures microlitiques Z tendance f luidale, notamment dans les bordures refroidies Ces filons sont parfois quartziques, principalement dans le secteur situé au nord de Qara St6 (ad-defleh) ; le pourcentage de ces quartz xénomorphes varie alors entre 4 et 6% Dans l'ensemble, le plagioclase est un labrador (An 60- An 65) et son pourcentage est compris entre 43 et 47% ; les plagioclases baignent dans des plages de clinopyroxènes xénomorphes, ou forment, ce qui est le plus fréquent, un réseau de lattes de 1 B 1,5 mm de long dans les mailles duquel se placent de petits prismes trapus subautomrphes d'augite (2Vz : 48") dont le pourcentage oscille autour de 45% et peut atteindre 5lX ; on ne retrouve plus d'olivine ; en revanche, la quantité de minéraux opaques (magnétite et/ou titanomagnétite parfois accompagnés d'un peu de sphène) est de 6 à 10% Ces roches présentent de plus de nombreuses traces d'altération et de transformation des phases minérales Tout d'abord, le plagioclase peut être saussuritisé et partiellement transformé en chlorite, mais il peut être également albitisé : le pourcentage en anorthite décroît alors sensiblement et l'on rencontre ainsi des lattes d'oligoclase (An 20- An 25) ; quant aux pyroxènes, il n'est pas rare qu'ils soient partiellement ou totalement ouralitisés Dans quelques cas, on observe un peu de calcite secondaire dont la teneur n'excède toutefois pas 1% I1 n'est pas possible de définir au sein de cet ensemble de variations significatives selon le niveau auquel on se place, et les variations observées se font latéralement de filons à filons Cependant, le quartz semble se concentrer dans les dykes qui sont directement surmontés par le niveau inférieur des laves en coussins, ce qui m'a amené 2 placer les diabases quartziques, sur la coupe synthétique de la figure 38, au sommet de ce complexe ; mais en raison de la nature des affleurements observés et de la tectonique ambiante, il n'est pas aisé de dire si cette concentration se fait réellement à ce niveau, et si la présence de quartz dans les dykes n'est pas le signe distinctif des filons derniers venus, car on retrouve en effet un peu de quartz dans un des filons qui recoupe tangentiellement les venues antérieures 71 6

83 chimisme Les échantillons diabasiques analysés (cf tableau IX et carte de situation de la figure 29) se placent sur le diagramme alcalins/si02 (McDONALD et KATSATURA, 1964), en partie dans le champ alcalin, en partie dans le champ tholéiitique (fig 30) ; cette disposition des dykes diabasiques, 5 cheval sur la limite qui sépare ces deux champs, caractérise également les dykes qui forment plus au nord, dans le Hatay (PARROT, 1973), un complexe filonien subvertical que l'on peut suivre sur plus de trois kilomètres le long de la coupe du Djebel Moussa On observe d'ailleurs le même phénomène dans le massif du Troodos (MOORES et VINE, 1971) dont la nature tholéiitique a cependant été confirmée par un dosage de terres rares (KAY et SENECHAL, 1976) Cette disposition illustre en fait l'évolution des éléments alcalins dont la somme peut varier du simple au double, cette variation étant encore plus sensible pour K20 qui pour un minimum de 0,05 peut aller jusqu'à atteindre un maximum de 1,62 HART R (1 970) a montré que l'halmyrolyse des basaltes tholéiitiques entrainait une faible diminution de Si02 et Ca0 qui devient plus nette pour MgO, et une légère augmentation de A1203 et Na20 qui s'accentue pour Ti02 et devient très forte pour K20 dont les proportions passent de I 5 4, voire de I 15 La forte augmentation de cet élément au cours d'une halmyrolyse - (6) Comme dans le cas des péridotites et gabbros vus dans les dew chapitres précédents, les calculs pétrochimiques ont été faits 1 partir des analyses ramenées 1100 après suppression de C03Ca et réduction de Fe203 à 1,5% pour toutes les données brutes supérieures à ce seuil Dans le tableau X figurent, pour une même analyse, les différentes valeurs de Fe203 obtenues 1 partir de coefficients de correction définis par LE MAITRE (1976) et HUGUES et HUSSEY (1976) On constate alors que le seuil de 1,5% utilisé est faible par rapport aux valeurs moyennes de l'ordre de 2,5 B 3% obtenues par l'emploi de ces coefficients et qu'il pourrait ainsi faire apparaître un déficit en silice n'existant pour en réalité Pour contrôler ce phénomène, j 'ai placé sur le diagramme Ne-01-Diop-Hyp-Q CYODER et TILLEY, 1962 ) de la figure 33, la position des roches analysées par une valeur en Fe203 de 1,5% et celle qu'indiquent ces m3mes roches pour les valeurs maximum en Fe203 obtenues par le calcul En fait, les déplacements sont de faible ampleur, ce qui ne modifie pas de fason fondamentale la position que les dykes occupent sur ce diagramme 72

84 v t$ dykes recoupant les gabbros lités + dykes du complexe filonien a transgression post-nappe n volcano-sédimentaire a termes gabbroi'ques et effusifs de l'assemblage ophiolitique 1 // 1 péridotites métamorphites infrapéridotitiques substratum calcaire du Djebel Aqraa Fig 29 - Carte de situation des échantillons doléritiques analysés 73

85 - 5iOp AlnOz FenOa Fe0 MnO MgO Ca0 Na10 KsO TiOn PPOS CO* H1O' HnO- Total + + i (1) (1) (10) (10) < nd nd nd nd : nd nd nd iO Als02 Fea08 Fe0 MnO MgO Ca0 NazO KzO Tioe PPOS HsO* HeO nd : : : A I nd nd nd Q Or Ab An Cor Neph CC Pyr Ma Ilm Per Cb risa Analyster : (I) Laboratoire de Chimie des Sols, ORSTOM Bondy (1972) (2) Laboratoire de 5pectragraphie, ORSTOM Bondy (1972) 4 Lab Chimie der Soli, ORSTOM Bondy (1972) pour le COt (3) Laboratoire de Spectrographie, ORSTOM Bondy (1972) + Lab Chimie des Sols, ORSTOM Bondy (1973) pour le COs (4) CRPG, Nancy (1973) (5) CRPG Nancy (1973) + Lab Chimie des Sals, ORSTOM Bondy (1973) pour le Fe0 et le COs (6) CRPG, Nancy (1973) 4 Lab Chimie des Sols ORSTOM Bondy (1973) pour le Fe0 et le COz f BRGM, Orléans (1974) pour le P,Os (7) CRPG Nancy (1973) + BRGM, Orléans (1974) pour le PaOs 18) Laboratoire de 5~octroera~hie ORSTOM Bandy (1973) 4 Laboratoire de Chimie der Sols, ORSTOM Bondy (1973) pour le COn i9j CRPG, ~ancy (1974) ~ (IO) CßPG Nmcy (1974) + BRGM, Orléans (1974) pour le PO Tableau IX - Analyses chimiques des dykes nota : les numéros surmontés d'une croix correspondent aux dykes épars recoupant les gabbros 74

86 w * ' z fi o d I% (953) w a O u nota : Tableau X - Teneurs en Fe203 (I) Teneurs en Fe203 des dykes 2 l'analyse et selon différents coefficients de correction de l'analyse chimique après élimination de CO3 Ca et total des oxydes ramené à 100 les chiffres entre parenthèses correspondent 5 des dosages de fer total sous la forme Fe203 (2) Teneurs en Fe203 d'après l'équation obtenue à partir de la régression linéaire de Fe203 sur Ti02 Fe203 = 0,83 Ti02 + 1,6 (LE MAITRE, 1976) (3) Teneurs en Fe203 d'après le coefficient d'oxydation (LE MAITRE, 1976) Coeff Oxyd = Si (Na20 + KzO) (4) Teneurs en Fe203 d'après le coefficient de correction de HUGUES et HUSSEY (1976) Fe203 / Fe203 + Fe0 = 0,2

87 confirme l'étude faite antérieurement par HART S (-1969, reprise en J931) sur l'évolution des teneurs en K, Rb et Cs au cours de ce phénomène Nous verrons plus loin, B propos de l'étude des laves en coussins, que les travaux de CORLISS ( ) permettent de définir la part qui revient réellement à l'halmyrolyse dont le rale serait dans le cas des dykes difficile h concevoir, à mois d'admettre que ceux-ci aient été, b la suite d'une érosion, mis en contact avec l'eau de mer On peut de toute façon remarquer que le report des roches analysées sur le diagramme oxydes/h20 (cf fig 48) montre que la nature des transformations se rapproche davantage de celle qui a été ohservée dans les laves spilitisées du Pinde septentrional par MONTIGNY et al (1973) Pour MONTIGNY (1975), la spilitisation des laves en coussins du Pinde septentrional pourrait Etre le résultat d'une attion de l'eau intersticielle des s,édiments dans lesquels elles s'épanchent ; il est évidemment impossible de retenir l'action directe de ce phénomène pour les dykes sous-jacents et le rôle exact d'infiltrations d'eau de mer reste à définir, bien qu'il soit, sou- vent retenu pour expliquer la serpentinisation généralisée des péridotites (ALLEGRE et al, 1973) et le métamorphisme océanique (JEHL, FYFE, 1976) ; ANDREWS et Le caractère légèrement alcalin de quelques-uns des dykes du complexe filonien est confirmé par le report des échantillons analysés sur les diagrammes d'irvine et BARAGAR (1971) ; de plus, dans le diagramme Or-Ab'-An (fig 32), la majorité des points se place bien dans la branche sodique comme on est en droit de l'attendre, la légère altération qu'enregistrent ces roches dépendant davantage d'un phénomène de spilitisation que d'une halmyrolyse Si l'on fait une comparaison géochimique (cf fig 30 et 31) entre les dykes du nord-ouest syrien et ceux des massifs voisins du Troodos et notamment du Hatay, ce dernier ayant vraisemblablement formé avec le Ba'&-Bassit un seul et 6ime ensemble au moment du charriage des nappes ophiolitiques sur la plateforme arabeafricaine (PARROT, 3974b), on constate que, tout en étant comparables, les valeurs obtenues forment pour la Syrie un nuage de points plus dispersés que ceux que l'on obtient pour les deux autres massifs, ce qui correspond à la plus grande diversité des modes de gisement observes dans le premier cas 76

88 ,,t 72139k A I 1 ~ F' Complexe filonien du Hatay (PARROT- 1973) (J si02 -I Fig 30 - Répartition sur le diagramme alcalins/siq2 des dykes du complexe filonien et des dykes épars recoupant les gabbros 15 - Ca0 a Ca O 15- b IO - o a, - : a Na20 -l- K20 I I I A12 O3 Fig 31 - Répartition des dykes sur les diagrammes CaO/NazO + K20 CaO/A1203 ; comparaison avec deux complexes filoniens voisins et

89 Ab ' Ne' o' Fig 32 - Position des dykes sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-01'-Q' (IRVINE et BARAGAR ) Diop / \ \ 710 \ J v '" I"" \ A / o1 HYP Fig 33 - Répartition des dykes sur le diagramme Q-Hyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY ) ; évolution selon les teneurs en Fe20g calculées

90 distribution des éléments (7) L'étude de la distribution des éléments majeurs et des éléments en trace, et celle de la corrélation de ces éléments deux 2 deux (cf paragraphe suivant), soulignent la nature plus profonde des différences relevées précédemment entre les deux familles de dykes (cf tableau XI) Dykes diabasiques épars Comme nous l'avons vu plus haut, les filons diabasiques recoupant les gabbros contiennent 50 à 55% de plagioclases (An 70), 43% environ d'augite, O à 4% d'olivine et 2 à 3% de minéraux opaques Ces roches contiennent des quantités notables de Cr et Ni (265 et 218 ppm en moyenne) ; cependant, par rapport aux teneurs des gabbros, ces deux éléments enregistrent une diminution importante, corrélative à celle du pourcentage en clinopyroxène (et en olivine) Dykes diabasiques du complexe filonien Rappelons que les dykes diabasiques du complexe filonien sont légèrement plus riches en augite (45 à 51%) et en minéraux opaques (6 à lox) que les dykes isolés recoupant les gabbros ; les plagioclases sont moins abondants (43 B 47%) et plus alcalins (An De plus, quelques dykes renferment un peu de quartz (6% au maximum) On enregistre tout d'abord un léger enrichissement en B lorsque l'on passe du groupe précédent à celui-ci B se concentrant dans les plagioclases (STAVROV et KHITROV, 1960) par substitution de (Bo4) 5-2 (A104)5-, (7) Ce paragraphe et le suivant reprennent les données de l'article PARROT et VATIN-PERIGNON (1 974) 39

91 3 a $ u (O p : m 9 9 M m c " (d u 2 m al u m h d (d d (d

92 l'augmentation sensible du bore s'explique mal dans ce groupe, puisque les plagioclases y sont moins nombreux et plus alcalins ; en fait, cette croissance du bore est peut-être consécutive P l'action de l'eau de mer pendant le refroidissement du matériel diabasique (CORLISS, 1970), des concentrations similaires ayant été signalées dans un contexte comparable (BOST66M et PETERSON, 1969) V est lié 1 la magnétite et accessoirement 11'ilménite, mais il peut aussi s'accumuler en petites quantités sur le site Al'"' des plagioclases (WAGER et MITCHELL, 1951) L'abondance moyenne du Y dans les dykes de même que dans les gabbros hôtes des dykes est comparable à celle qu'indique TAYLOR (1965) pour des termes similaires On observe de plus un enrichissement discret lorsque l'on passe des dykes isolés, voire des gabbros, aux dykes du complexe filonien ; cette légère différence doit être mise en relation avec l'augmentation du pourcentage en magnétite dans le complexe filonien De &me que Ni, Cr est relativement faible (97 ppm en moyenne) ; cette diminution de Cr pour des termes plus riches en pyroxène pourrait être corrélative 1 celle du rapport Mg/Fe dont la diminution traduit la plus forte teneur en Fe du clinopyroxène, Cr diminuant dans ce minéral lorsque Fe augmente ; cette augmentation n'est pas sensible au niveau de l'étude pétrographique Les teneurs en Co n'évoluent pas de fagon sensible lorsque l'on passe d'un groupe de dykes 1 l'autre ; il en va de même pour Cu, mais son coefficient de variation est toujours élevé, ce qui peut être mis en relation avec le plus ou moins grand état d'oxydation des dykes composant le complexe filonien Des gabbros au complexe filonien, en passant par les filons isolés, Zn diminue, ainsi que le rapport Zn/Fe ; cependant, l'évolution de ce rapport ne fournit pas de réels arguments sur un éventuel fractionnement au sein de la série dolérito-gabbro'ique, car en effet elle ne traduit pas une mobilisation tardive du Zn comme on serait en droit de l'attendre dans ce cas, mais en revanche une nette augmentation du fer pour une faible diminution de Zn Le comportement de Zn lorsque l'on passe des dykes épars 1 ceux du complexe filonien reste difficile P expliquer Sr est plus faible dans le complexe filonien que dans les gabbros et les filons isolés, mais dans ces deux groupes le coefficient de variation est trop fort pour que la répartition soit significative Sr se concentre dans les feldspaths potassiques et les plagioclases, accessoirement dans l'apatite, le sphène et l'amphibole (NOCKOLDS et ALLEN, 1956) ; le rapport CalSr diminue avec le fractionnement, or, dans les deux groupes de dykes,il est 1 peu près identique et la légère augmentation de Sr dans le complexe filonien n'est peut Etre due qu'à la présence d'un peu de sphène dans quelques échantillons diabas,iques

93 On constate que la teneur en Ba est plus élevée dans les dykes du complexe filonien Le rapport BalSr diminue avec le fractionnement (HEIER et TAYLOR, 1959), et cette diminution s'observe entre les dykes épars et les dykes coalescents ; en revanche, la faiblesse de ce rapport dans les gabbros en regard de ceux qu'indiquent les dykes ne peut être expliquée par un simple fractionnement Notons que dans l'ensemble,l'évolution des rapports retenus est en contradiction avec les faits observés sur le terrain, à savoir notamment l'antériorité de la masse gabbrdique par rapport aux dykes qui la recoupent corrélations entre éléments D Y k e s é p a r s (fig 35) Deux liaisons positives isolées sont bien marquées : Cr, Ni d'une part, Mg, Cu d'autre part On retrouve dans les dykes épars, le même type de groupements que dans les gabbros, quoique fragmentés, peut-être en raison de la faible teneur en olivine dans les dykes ; ainsi, Cu appartiendrait bien, comme pour les gabbros hôtes de filons, à l'association Cr, Ni Le groupe Fe, Ti, Mn des minéraux opaques est bien individualisé Les mêmes corrélations apparaissent dans les gabbros (fig 34) et les filons isolés qui les recoupent, avec de plus, pour ces derniers, une liai- son entre Ca, Co et Sr, et une opposition de V à tous les éléments et notamment à Ti et Fe, rendant difficile l'analyse de son minéral hôte La distribution des différentes corrélations semble établir une certaine parenté entre les gabbros et les filons diabasiques épars qui les recoupent 62

94 Correlations POSitiVeS - - I Pour un swil de 0,005 pour un seuil de * a pour un seuil de 0005 Correlations negatives pour un seuil de 002 Pour un seuil de 01 pour Un seuil de 01 Fig 34 - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les gabbros hôtes de filons diabasiques (PARROT et VATIN-PERIGNON ) (1) trop peu de dosages ; corrélation non retenue

95 - pour I Corr6lationr positives - paur un seuil de 002 pour un seuil de 01 un seuil de 0005 pour seuil de 0,005 CarrClatianr ncgativer pour seuil de 002 pour wil de 01 Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les dykes recoupant les gabbros lités Corrélations non retenues : trop peu de dosages, la moitié ou plus de la moitié des dosages inférieurs 2 la limite de sensibilité de la méthode b4

96 ~ pour - pour I Carrdations positive5 - pur un seuil de 002 un seuil de 0005 pour Carr&laiions nbatives pour Un seuil de 01 pour seuil de 0,005 mil de 002 seuil de 01 Fig 36 - Corrélations deux B deux des éléments dosés dans les dykes du complexe filonien (2) la moitié ou plus de la moitié des dosages inférieurs à la limite de sensibilité de la méthode ; corrélation non retenue

97 Dykes du complexe f i lonien (fig 36) La liaison positive Si, K est le signe d'une contamination qui s'exprime au niveau de certains filons coalescents formant le complexe filonien B est intéressant à suivre, car il semble entrer dans les sites Al, mais être également à rapprocher des phases hydratées, notamment dans les dolérites quartziques où ses teneurs sont les plus élevées Le groupement Cr, Co, Ni, Y (entrainant V et Zn) se dégage nettement et doit correspondre aux pyroxènes, majoritaires dans ces roches, bien qu' aucune corrélation significative n' apparaisse pour Fe et Mg, ceci probablement en raison du pourcentage élevé en minéraux opaques dans ce groupe Les valeurs de Cu sont très variables ; cependant, si Cu est d'une part corri516 positivement 5 B et Na, il présente d'autre part des affinités avec V et Mn, ce qui différencie le complexe filonien du groupe précédent et des gabbros, au niveau de cet élément conclusions L'étude des dykes diabasiques montre que les différences observées sur le terrain en ce qui concerne les conditions d'affleurement, se retrouvent en partie au niveau de l'étude minéralogico-chimique Si, comme nous le verrons plus loin, les dykes du complexe filonien semblent bien correspondre pro parte aux filons nourriciers d'une partie des laves en coussins susjacentes, le problème de la parenté existant entre ceuxci et les filons épars qui recoupent les gabbros lit& (et exceptionnellement les péridotites) est discutable En effet, si l'on peut concevoir comme le font ALLEGRE et al (1973) que le complexe filonien se développe au sommet de la chambre magmatique, il reste à expliquer la présence de dykes recoupant les gabbros, et les différences

98 qu'ils semblent présenter avec ceux qui constituent le complexe filonien proprement dit Pour THAYER (1974), les dykes sont presque systématiquement postérieurs à la constitution de la croûte océanique Pour SMEWING et al (1975), il y aurait en fait injection de dykes se faisant dans le temps 5 partir de petites chambres magmatiques successives On peut plus simplement penser que la dynamique &me du processus d'expansion peut fournir B elle seule une réponse à la présence de dykes à des niveaux différents de l'assemblage ophiolitique ; en effet, il est possible de concevoir l'expansion comme un phénomène irrégulier et la nature chaotique des fonds océaniques semble bien être le reflet des perturbations qui affectent la croûte océanique ; partant, B la faveur par exemple de failles transformantes ou même de fracturations ou d'écaillages consécutifs aux tensions qu' exerce 1' expansion, des portions de croûte océanique pourraient rejouer et être alors traversées par de nouvelles venues magmatiques

99

100 Les laves en coussins de l assemblage ophiolitique se répartissent en deux niveaux distincts : un niveau inférieur et un niveau supérieur Le niveau inférieur est étroitement lié structuralement et chimiquement aux dykes du complexe filonien De 100 à 150 mètres d épaisseur, il participe 5 la constitution de la partie sommitale de la croûte océanique lors de l expansion océanique et proviendrait d un magma issu par fusion partielle des niveaux supérieurs du manteau De composition tholéiitique, il présente un enrichissement en soude qui traduirait soit une contamination par l eau de mer au cours de l ascension magmatique, soit une faible vitesse du taux d expansion Le niveau supérieur a une centaine de mètres de puissance I1 diffère du niveau inférieur par le caractère fortement tholéiitique de ses termes non altérés dont le chimisme implique un plus fort degré de fusion partielle Le niveau supérieur présente en outre de fréquents phénomènes d halmyrolyse et d altération deutérique Son origine pourrait correspondre à la phase terminale de l expansion ou à un début de formation d arc insulaire LES LAVES EN COUSSINS description de terrain (8) Des laves en coussins s observent en de nombreux points du Ba& -Bassit (DUBERTRET, il953 ; KAZMIN, 1962 ; KAZMIN et KULAKOY, 1964, 1968 ; MAJER, 1962 ; PIRO, 1967 ; LAPIERRE et PARROT, 1972 ; PARROT, 1974a, b et c) Une première famille de laves en coussins est plus ou moins étroitement associée au complexe filonien ; elle est essentiellement bien développée au dos de la nappe basique-ultrabasique formant l extrémité occidentale du Bassit, où les laves en coussins constituent un ensemble de 100 à I50 mètres d épaisr seur, principalement dans la région de Qara Tâté (ad-defle h ) - Qabamâzi (8) Ce paragraphe et les deux suivants reprennent les grandes lignes de l article PARROT (197413) 89

101 h (balüta ) ; on les retrouve également dans le Djebel Arzaoute, dans les hau- teurs qui dominent la Ziarah de Khodor et, de façon plus éparse, dans les différents panneaux volcaniques disloqués qui percent çà et là le volcano- sédimentaire Les observations de terrain permettent déjà à elles seules de définir au sein de cet ensemble deux niveaux qui se différencient d'une part, par la morphologie des coussins, l'aspect extérieur que provoque leur altéra- tion et la composition de leur matrice ou de leur ciment, d'autre part, par la nature des liens qui les unissent aux dykes du complexe filonien ; on peut distinguer un niveau inférieur qui repose directement sur le complexe filonien et un niveau supérieur qui lui fait suite ou est parfois discordant sur le complexe Une deuxième famille de laves est comprise dans deux niveaux strati- graphiques différents du volcano-sédimentaire : Trias supérieur et Jurassique supérieur, et sera étudiée dans la deuxième partie niveau inférieur des laves en coussins Ce niveau est formé par l'accumulation sur une centaine de mètres d'épaisseur au maximum, de laves aphanitiques en petits coussins plus ou moins sphériques de cm de diamètre, baignant dans une matrice argileuse (montmorillonite ) ou chloriteuse ; la présence d'une matrice à hyaloclastites est exceptionnelle ; les coussins sont souvent chloritisés et présentent une pâtine verdâtre ; ils sont de plus fortement diaclasés et se débitent en petits prismes parallélipidédiques ou cubiques à arêtes émoussées ; ce phénomène est dû à la desquamation des couches concentriques des coussins de lave présentant fréquemment une structure perlitique et/ou variolitique produite par dévitrif ication ; on observe souvent de nombreuses amygdales (calcite dominante), généralement abondantes à la partie supérieure de l'écorce ; toutefois ceci n'est pas systématique, et les amygdales sont tantôt absentes, tantôt dis- posées en cercles concentriques au sein du coussin Ces laves sont étroitement associées au complexe filonien ; de nombreux filons diabasiques les traversent Le niveau inférieur des laves en coussins associées au complexe filonien est bien représenté à l'ouest de Qara Tâté (ad-defleh) ainsi qu'à proximité de la Ziarah est particulièrement net de Khodor où le passage du complexe filonien à cette formation 90

102 Le niveau supérieur des laves en coussins I1 s'agit d'un ensemble effusif de 50 à 70 mètres d'épaisseur, voire plus, constitué par des laves en coussins ellipsoïdaux de grande taille (1 m à 3,20 m de diamètre) ;contrairement au niveau inférieur, cette série n'est jamais ou très rarement recoupée par aes dykes ; en revanche, on note la présence de quelques cordons Lorsque les coussins ne sont pas altérés, ce qui est exceptionnel, on remarque qu'ils sont parfois porphyriques présentant alors des différenciations gravifiques, et ne renfermant que peu ou pas d'amyg- dales ; l'altération qui attaque surtout le coeur des coussins, laisse géné- ralement subsiter l'écorce qui est à son tour fragmentée en éldments de taille décimétrique qui se desquament en boules ; ces boules présentent une cassure conchoïdale à éclat vitreux, et mntrent des types pétrographiques relative- ment frais Légèrement aplatis et moulant les individus inférieurs, les cous- sins sont étroitement jointifs ou baignent dans une matrice essentiellement pyroclastique, parfois argilo-chloriteuse dans les niveaux supérieurs Enfin, dans la partie sommitale de cet ensemble, les coussins sont cimentés par une argilite magnésienne fine qui forme par endroits (PARROT et DELAUNE-MAYERE, 1974) des placages de 1 à 2 mètres d'épaisseur au maximum ; cette formation d'allure sédimentaire, dont l'origine purement volcanique n'est pas exclue (cf chapitre suivant), rappelle à tous les points de vue les "terres d'ombre" de Chypre (ELDERFIELD et al, 1972 ; DESPRAIRIES et LAF'IERRE, 1973; ROBERTSON, 1975) dont l'association avec des laves en coussins identiques et les gisements sont comparables Ce niveau supérieur de laves en coussins se développe essentiellement h aux environs du village de Qabamâzi (balüfa ), notamment vers le sud où il forme une importante série entre le Nahr Beit el Qassir et le Djebel Zaïtoun (cf fig 37) ; on le retrouve également dans le Djebel Arzaoute 97

103 - O 1 Km A Niveau supérieur A des laves en coussins a v Niveau inférieur V des laves en coussins péridotito-gabbroïque El UL91 Giaour Q&ne (a Iäymän) Néogène B transgressif Fig 37 - Carte géologique schématique du complexe filonien et des laves en coussins associées, ensemble situé au dos de l unité du Bassit ; position des échantillons analysés dans ce secteur 92

104 pétrographie Une colonne stratigraphique synthétique des deux niveaux de laves en coussins et du complexe filonien qu'elles surmontent est reportée dans la figure 38 De plus, le tableau XII indique quelle est la répartition des minéraux constitutifs dans les types principaux qui forment ces trois ensembles L e niveau inférieur des Laves en coussins La structure des roches de ce niveau est microlitique ou intersertale, avec parfois des passées microlitiques 2 tendance porphyrique Elles contiennent 36 à 42% de plagioclase (An 50) en lattes de 1 mm de long environ et en microlites, 40 à 36% d'augite (2V, : 48") en petits granules, en phénocristaux trapus de petite taille (0,s mm environ) ou en microlites très allongés et partiellement déchiquetés ; on observe égalerent 1 2 3% de minéraux opaques (magnétite) et 4 à 6% de pseudomorphoses d'olivine subautomrphe, parfois en phénocristaux (lmm), présentant de nombreuses figures de corrosion en doigt de gant et constituées soit par des plages carbonatées, soit par un minéral brun parfois fibroradié et à biréfringence assez élevée (mntmrillonite?) Tous ces minéraux baignent dans un feutrage de petits cristaux chloriteux qui couvrent environ 15% de la lame mince ; on assimile généralement ce matériel au résultat de l'altération du verre dont quelques plages reliques s' observent parfois Ces roches sont fréquemment altérées et transformées, principalement au niveau des faciès les plus riches en amygdales qui peuvent dans certains cas atteindre un pourcentage de 7 P 8% ; ces amygdales qui ont parfois un diamètre d'environ un demi centimètre, présentent très souvent un petit liseré de minéraux opaques et sont remplies soit par des zéolites, soit par de la calcite qui se développe également dans les veines et microfractures 43

105 O % I l I I l I 150 m Niveau supérieur des pillow-lavas 1 O0 50 Niveau inférieur des pillow-lavas O Complexe filonien 1 Dykes isolés Quartz El Plagioclases Orthopyroxene Clinopyroxene (Augite) Verre Olivine Mx opaques Clinopyrox6ne (Pigeonite) Fig 38 - Colonne stratigraphique synthétique du complexe filonien et des laves associées 94

106 qui sillonnent la roche ; le pourcentage total en calcite des échantillons qui en renferment le plus, peut être de 19% environ Les plagioclases sont nettement albitisés, et ont alors un pourcentage en An voisin de IO, soit 2 la limite albite-oligoclase ; on observe parfois le développement de microlites d'orthose secondaire (9) ; de plus, les plagioclases sont souvent zéolitisés ou chloritisés Les clinopyroxènes sont soit fortement bastitisds et corrodés, ou totalement ouralitisés Le verre est entisrement remplacé par de la chlorite, et l'on note parfois la présence de plages de bowlingite déjà signalée par KAZMIN et KULAKOV (1968) dans des roches qu'ils appelaient "spilites h serpentine", ce qui rappelle les observations faites par CORLISS (1970) sur les tholéiites médio-atlantiques et leur altération deutérique On observe aussi un développement d'épidote atteignant parfois 1%, notamment en remplissage d' amygdales On peut ainsi définir deux grands types de roches spilitisées, selon la nature de l'altération du verre et celle du pyroxène : a) oligoclase 43% pyroxène ouralitisé ou chloritisé 36% carb ona tes % verre chloritisé 7% minéraux opaques 3% épidote o à 1% b) oligoclase plus ou moins séricitisd 44% pyroxène plus ou moins bastitisé 31% carbonates 6 à 1% verre remplacé par de la septochlorite 12 h 17% minéraux opaques 7% Notons enfin que des Porphyrites andésitiques ont été signalées dans ces niveaux par KAZMIN et KULAKOV (op &t), notamment dans la région de Badroussiyé, termes que je n'ai personnellement pas retrouvés D' après ces auteurs, le pourcentage des différentes phases minérales serait le suivant : 57% de plagioclases An 40, 26% de pyroxène ouralitisé, 9% de verre chloritisé, (9) DESMET (1976a) a mis en évidence la présence de cristaux d'adulaire dans les laves transformées ; il est fort possible que ce que je décris come de l'orthose, soit en fait de l'adulaire, ce qui serait d'autant moins curieux que l'on a récemment trouvé ce minéral dans des laves draguées sur les fonds océaniques (JEHL, J975) 95

107 7% de minéraux opaques et 3% de calcite I1 n'est malheureusement pas possible de savoir si ces termes correspondent B un début de différenciation de la série tholéiitique ou s'il s'agit d'un intermédiaire entre les types non altérés et les spilites de type (a) Le niveau supérieur des laves en coussins Lorsque ces roches ne sont pas transformées, ce qui n'est pas très fréquent, elles se caractérisent sous le microscope par l'habitus particulier des clinopyroxènes ; ceux-ci se présentent soit sous forme d'aiguilles souvent bifides, soit sous forme de cristallites en plumes ou en feuilles de fougères nageant dans un verre brun3tre et abondant (fig 39) ; des clinopyroxènes en petits prismes trapus subautomorphes, peu ou moyennement abondants (de 5 P 15%) se rencontrent également Dans l'ensemble, tous ces cristaux ont des caractères de pigeonite (2V, : 38'), composition que confirme l'étude aux rayons X des minéraux séparés ; le pourcentage moyen de l'ensemble des clinopyroxènes, quelle que soit leur morphologie, est compris entre 52 et 63% On observe également 1 à 7% de prismes d'enstatite subautomorphe, pouvant atteindre quelquefois 0,3 mm de long, brisés et craquelés (les craquelures sont envahies par le verre), et 6 B 8% d'olivine (Fo 95) souvent très fraiche, mais à nombreuses figures de corrosion, en phénocristaux de 1 mm environ, un peu de minéraux opaques (0,l à 0,5%) et 30 à 33% de verre renfermant quelques plages d'analcime et occasionnellement quelques cristaux de bytownite ; le verre est souvent dévitrifié et peut présenter des structures perlitiques Ces échantillons sont identiques B ceux qui forment, dans le Troodos, Chypre, la majeure partie des "upper pillow-lavas" (GASS, 1967 ; SEARLE et VOKES, 1969), tant au point de vue minéralogique que, nous le verrons, au point de vue chimique Les échantillons transformés renferment des cristaux feldspathiques de petite taille : il s'agit d'albite,plus rarement d'orthose (cf note infrapaginale 9), à cristallisation centripète ou dont le coeur est constitué par un agrégat pyroxénique ; les pyroxènes sont partiellement ou totalement ouralitisés ; l'olivine est totalement transformée en un mélange de calcite et montmorillonite ; quant au verre, il est plus ou moins dévitrifié et le nombre des plages analcimiques augmente 96

108 Fig 39 - Lame mince d'une bordure d'un coussin de lave du niveau supérieur (dessin d'après photo ; échantillon 72099) 1 - Forstérite ; 2 - Plage olivinique altérée en un mélange de montmorillonite et carbonates ; 3 - Spinelle ; 4 - Pigeonite ; 5 - Verre I 8 % Quartz % Plagioclases % en Anorthite % Pigeonite % Augite 43 51à45 43à44 40à36 "/ Enstatite 2 Hornblende Olivine % Carbonates X, Mx opaques :4, Epidote :< Verre o + v v (0) v (N A à à à à à à à 4 Pseudo morphoses 11 à 10 3 ài2 6 a < 0,5 oà à 30 4 dykesépars " niveau inférieur des laves en coussins 0 dykes du complexe filonien v laves en coussins inférieures altérées (a) et (b) 4 dykes quartziques du complexe filonien A niveau supérieur des laves en coussins Tableau XII - Analyses modales moyennes des termes effusifs de 1' assemblage ophiolitique 97

109 A laves en coussins supérieures laves en coussins inférieures 0 volcano-sédimentaire termes gabbroi ques et effusifs de l assemblage ophiolitique 1//1 péridotites métamorphites infrapéridotitiques substratum calcaire du Djebel Aqraa Fif 40 - Position géographique des échantillons analysés dans la série des laves en coussins inférieures et supérieures

110 chimisme La position géographique des échantillons prélevés et analysés dans les deux niveaux de laves en coussins fait l'objet de la figure 40 Les données analytiques sont reportées dans les tableaux XII1 et XV Comme dans les cas précédents, les données brutes sont suivies des valeurs en poids d'oxydes obtenues après élimination Bventuelle de CO3Ca et réduction de Fe203 3 J,5% pour toute donnée brute supérieure à ce seuil, le total des différents oxydes étant ramené à 100 On se heurte à ce sujet au problème du rapport initial de Fe203 sur Feo, avant que Fe0 ait été oxydé par altération Les pratiques courantes pour essayer d'appréhender ce rapport sont variables et, en ce qui concerne les roches volcaniques, fort nombreuses Ainsi, MIYASHIRO et al (1969) et KAY et al (1970) fixent une valeur maximum en Fez03 égale à 1,5%, alors que pour FLOWER (1973), ce seuil est de 2% Pour THOMPSON et al (1972), la valeur maximum en Fe203 varierait en fait en fonction de la teneur en éléments alcalins : elle serait de 1,5% lorsque la some de ces BléIIlents est inférieure à 4% ; elle passerait B 2% pour une somme en éléments alcalins comprise entre 4 et 7% ; elle serait enfin égale à 2,5% lorsque cette même somme dépasserait 7% ; ceci suppose que les teneurs en Na20 et K20 ne subissent pas de fluctuations notables pendant l'altération, or nous verrons qu'ils peuvent précisemment enregistrer des enrichissements lors de ce phénomène IRVINE et BARAGAR (1971) ont de leur côté proposé de lier les teneurs en FeZO3 à celles de Tio2, et ont retenu la formule suivante : Fe203 = Tioz% + 1,5 LE MAITRE (1976) a montré que cette formule est très approximative et que la distribution de Fe203 tistiquement pour les roches volcaniques à l'équation : Fe203 2,5 De plus, ce &me auteur estime que le rapport FeO/FeO + Fe203 est essentiellement commandé par les teneurs en éléments alcalins, rejoignant et précisant les conclusions de THOMPSON et al (1972) ; l'étude de la régression du rapport d'oxydation sur le diagramme Si02 1 Na20 + K20 conduit 3 la formule : FeO/FeO + Fe203 répond sta- = 0,64 Ti02 + = 0,93-0,0042 Si02-0,022 (Na20 + K20) Comme précédemment ce coefficient d'oxydation est sujet aux variations que peut entrainer l'éventuel enrichissement secondaire en éléments alcalins sous l'effet d'une altération deutérique, dont on ne sait si elle joue à la fois sur cet enrichissement et sur l'oxydation 99

111 D'autres méthodes consistent à attribuer des coefficients au rapport du fer ferrique sur le fer ferreux, ces deux Cléments pouvant être pris en valeur ++i cationique ou en poids d'oxyde Le rapport Fe++/Fe++ + Fe serait égal à O,] pour PYKE et al (1973), à 0,2 pour O'HARA (1973) et à 0,25 pour BAKER et al (1974) HUGUES et HUSSEY (1976) estiment qu'une simple correction basée sur le rapport Fe203 / Fe203 + Fe0 = 0,2 est d'un usage facile, bien qu'étant un peu fort pour les roches très magnésiennes et les tholeiites abyssales, et un peu faible pour les roches alcalines ; ce coefficient correspond d'ailleurs au rapport Fe203 / Fe0 = 0,25 proposé par STICE (1968) L'attribution d'un coefficient de 0,15 retenu par GREEN et al (1974) pour le rapport Fe203/Fe0 semble faible au regard des coefficients précédents, ce qui est d'autant plus curieux qu'il a été défini h partir de séries hawaiites, mugéarites, benmoréi tes J'ai calculé à partir de quelques-uns de ces coefficients, les teneurs théoriques en Fe203 dans les roches analysées (cf tableau XIV et XVI) Le rapport entre les valeurs maximum et les valeurs minimum est en moyenne de 2 pour les laves inférieures, et de 1,5 pour les laves supérieures qui atteignent dans quelques cas un rapport de 3 notamment lorsque les données Erutes sont inférieures au seuil utilisé de 1,5%, ce qui confirme d'ailleurs indirectement le caractère magnésien de ces échantillons Ces deux tableaux font ressortir l'aspect aléatoire de ces calculs qui fournissent des ordres de grandeur n'infirmant pas la teneur théorique sur laquelle j'ai basé mes calculs afin d'homogenéiser les résultats Et l'on peut de plus vérifier que le report des points correspondants pour un même échantillon aux analyses recalculées àpartir de la valeur la plus basse et la valeur la plus haute en Feg03, n'entraîne pas par exemple sur le diagramme Ne - O1 - Diop - Hyp - Q des figures 46 et 47 une différence de position telle que les roches dosées changent systématiquement du domaine qu'elles occupent dans les deux cas Ces considérations étant faites, nous allons essayer de définir les grands traits chimiques de chacun des deux groupes de laves ophiolitiques L e niveau infgrieur des laves en coussins Globalement tous ces 6chantillons sont chimiquement semblables 5 ceux du complexe filonien diabasique comme le montre l'ensemble des diagrammes retenus pour illustrer les caractères pétrochimiques de ce groupe ; ils sont également pauvres en K20, exception faite des termes transformés et relativement riches 100

112 -I_- -I-- LAVES ALTEREES (1) (4) (7) (5) (5) (3) (6) _ (1) (2) (4) _---_- (5) Si02 '41203 Fe203 Fe0 1l"O v) MgO 3 Cao Na20 2 K20 g Ti02 p2 5 CO2 H20C n U, o n d o o nd O I O o o nd o 10 5 I o ' O O o o II O I I o n,d o o b o total SiO2 A1203 FezOS Fe0 g Mno 5 MgO ; Cao m Na20 2 K9 2 Ti02 p2 5 H20C H Y I6 272 O o o o o nd Il II o o O 99 nd I o o I O o 78 O o nd 515 O o Y y > 9 Or Ab An Heph TC I I I I I ID b404 ' CPX 3 OPX Ilm Per Lb u ,91 2 o u OY ü IIIb 17 I Tableau XII1 - Analyses chimiques des laves en coussins du niveau inférieur Analystes : (1) Lab Spectmgraphie ORSTOX-Bondy (1972) + Lah Chide des Sols ORSTOM-Bondy 097') pour le Oz; (2) Lab Spectrographie ORSTOWBondy (1972) + Lab Chimie des Sols ORSTOM-Bundy (1973) pour le CO?: (3) CRPc-Nancy (1973) ; (4) CRPG-Nancy (1973) t Lab RSTOwtBondy (1976) pour H20-; (5) CRPG-Nancy (1973) + BRCM-0r16ans pour P O ; (6) Lab Spectr ORSTCb+Eondy (1973) + Lab Chimie des Sols ORSTOX-Bondy (1973) pour le CO: (7) CRPC -Nancy 0974) + 8RGM-Orldans (1974) pour P205 et Lab de GBulLORSTOISBondy (1976) pour H20- IQ1

113 - (1 1 (2) (3) ( 4) (5) (6) _- - --_ J68 --c_ c -I----I _ Tableau XIV - Teneurs en Fe203 des laves en coussins inférieur à l'analyse et selon différents coefficients de correction I (3) Teneurs P l'analyse après Slimination de CO3 Ca (2) Teneur d'après THOMPSON et al (1972) (3) Teneur d'après IRYINE et BARAGAR (1971) (4) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Ti02 (5) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Si02, Na20 et K20 (6) Teneur d'après HUGUES et HIJSSEY (1976) 1 o2

114 en Na20 (4% en moyenne) ; une partie des dykes du complexe filonien semble bien "ere les filons nourriciers des laves en coussins qui le surmontent Cependant, cette série ne forme pas un tout réellement homogène, et l'on ob- serve à caté de termes franchement tholéiitiques, des termes spilitisés carac- térisés par une augmentation sensible de Na20 et une nette diminution de Cao, et de nombreux termes altérés et transformés, riches en CO2, H20, K20 et Ti02 Par leur léger excès en Na20, caractère que l'on retrouve d'ailleurs dans la plupart des termes effusifs compris dans des assemblages ophiolitiques, les laves en coussins s'éloigneraient un peu de la composition relativement homogène des tholéiites abyssales telle qu'elle a été définie par ENGEL et ENGEL (1964a et b), ENGEL et a1(1965) et SHIDO et al (1971) ; les tholéiites abyssales étant considérées comme le résultat de la prise en masse de liquides provenant d'une fusion partielle se produisant en profondeur dans les zones axiales des rides médio-océaniques au dépens du manteau supérieur (GREEN et RINGWOOD, 1967), leur relative homogénéité chimique était interprétée comme le témoin direct de l'équilibre atteint par cette fusion partielle Mais en fait, le caractère constant de la composition chimique des basaltes médio- océaniques semble avoir été surestimé et BASS (1972) a montré l'existence de basaltes de transition dans les zones abyssales, faits qui ont été confir- més par des travaux effectués dans le cadre des programmes DSDP (BASS et al 1973 ; CHRISTENSEN et al, 1973 ; FREY et al, 1974) et FAMOUS (BRYAN, 1975 ; TREUIL et al, 1975) Indépendamment de l'absence d'homogénéité stricte des tholéiites océa- niques, BOTTINGA et ALLEGRE (1976) estiment que ces laves ne sauraient repré- senter le liquide primaire directement issu de la fusion partielle, défendant en cela les hypothèses émises par O'HARA (1968 ; 1970) pour qui les laves, avant leur épanchement, ont subies des modifications soit par précipitation de minéraux au sein de la masse ascendante (au moins 10% d'olivine précipi- terait ainsi avant l'épanchement), soit par interaction entre mur et laves Dans le même ordre d'idée, TREUIL et JORON (1975) ont démontré, en appliquant les techniques d'étude des terres rares développées par TREUIL et VARET (1973), que l'hétérogénéité chimique des basaltes de la vallée centrale de la zone FAMOUS était due à des variations de degré de la fusion partielle (5 2 20%) affectant un manteau 2 composition lherzolitique, éven- tuellement suivie d'une cristallisation fractionnée dont le taux peut atteindre dans certains cas plus de 50% et dont le rôle avait déjà été relevé par CA" (1971) pour l'ensemble des laves abyssales Aussi n'est-il pas étonnant que les laves de la zone FAMOUS évoluent entre des tholéiites à quartz et des tholéiites 1 tendance alcaline (TREUIL et al, 1975), les laves associées

115 8- Na20 + K s w 2t / si Echantillons frais v Echantillons transformés (3 Complexe filonien Fig 41 - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves en coussins du niveau inférieur (in PARROT,!974h) 15 Ca0 a 15 Ca0 b 10 5 i ; ; ; v Echantillons frais V Echantillons transformés (1 Complexe filonien Fig 42 - Répartition sur les diagrammes CaO/Na20 + K20 et CaO/A1203 des laves en coussins du niveau inférieur ; comparaison avec le complexe filonien (in 1974b) 104

116 SI (MgO x 100/Fe203 + Fe0 + MgO + Na,O + K,O) 61 5( 21 II 21 1c 21 1C tz0 2C 1C e 4 V v O P V V T Echantillons frais Complexe filonien v Echantillons transformes I I Fig 43 - Distri-ction des éléments majeurs des laves en coussins du niveau inférieur en fonction de l indice de solidification ; comparaison avec les dykes

117 An 01' Ab' Ne' o' Fig 44 - Position des laves en coussins infgrieures sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-01'-Q' (IRVINE et BARAGAR ) I An% normatif basalte 'I laves fraîches v laves altérées :-':; répartition des basaltes des dorsales médio-océaniques actuelles (in JUTEAU ) Fig 45 - Position des laves en coussins inférieures sur le diagramme index de coloration/an% (IRVINE et BARAGAR ) 106

118 à des assemblages ophiolitiques pouvant de plus présenter une diversité encore plus grande d'un massif 3 l'autre (BEBIEN et al, 1975) Pour ALLEGRE et BOTTINGA (1974), ces différences sont mettre en relation avec la vitesse d'ascension du matériel mantellique supérieur qui dépend directement du taux d'expansion, BASS (1971) ayant d'ailleurs établi une corrélation entre ce taux et la composition chimique des laves La diversité des laves en coussins inférieures du Bbr-Bassit est notanìment confirmée par le report des échantillons analysés sur le diagramme 01' - Ne' - Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971 ; cf fig 44) ; cette diversité cor- respond à celle qui a déjà été signalée à propos des dykes du complexe filonien; mais, si l'on constate que, sur ce même diagramme normatif, les basaltes des rides médio-océaniques actuelles (in JUTEAU, 1974, d'après les données de NICHOLLS et al, 1964 ; MUIR, 1966 ; AUMENTO, 1968 ; MELSON et al, 1968 ; MIYASHIRO et al, 1969 ; C A", 1969 ; KAY et al, 1970, auxquelles on peut adjoindre celles de MUIR et al; ; AUMENTO et LONCAREYIC, I969 ; AUMENTO et al, 1971 ; ENGEL, 1971 ; BASS, 1971 ; BONATTI et FISCHER, 1971 ; BASS et al, 1973 ; HEKINIAN et AUMENTO, 1973 ; SHIBATA et FOX, 1975) occupent la même plage que celle des laves inférieures du nord-ouest syrien, ceci montre que ces laves, malgré leur variation dans la composition chimique, peuvent correspondre à d'anciennes laves abyssales Cependant, le report de ces points sur le diagramme Or-Ab'-An indique que les laves en coussins du niveau inférieur des pillow-lavas ophiolitiques du Baër-Bassit qui entrent toutes dans la branche sodique, sont cependant légèrement plus riches en Ab' que le gros des basaltes océaniques Et l'on enregistre d'ailleurs, sur le diagramme indice de coloration/an (fig 45), un début d'évolution vers les andésites tholéiitiques La légère tendance alcaline de quelques-unes de ces laves est également illustrée par les diagrammes des figures 41 et 43 IL faut P re propos tenir compte des altérations que ces roches ont pu subiren effet, lorsque les tholdiites s'épanchent sur les fonds océaniques, il peut y avoir interaction avec l'eau de mer Les effets de l'eau de mer sur les laves ont été récemment étudiés par COIUISS ( ) pour les éldments en trace, HART (1970) pour les éléments majeurs et HART (1969) pour Ky Cs, Sr et Ba Tout d'abord, lors de l'épanchement des laves sur les fonds marins, la trempe rapide du matériel volcanique dans l'eau de mer fige la bordure des coulées ou celle des coussins C'est également au cours de ce phénomène que se forment les esquilles hyaloclastiques I1 n'y a apparemment pas ou peu de 107

119 Diop o1 Fig 46 - Répartition des laves en coussins du niveau inférieur sur le diagramme Ç-Hyp-Diop-01-Neph selon les teneurs en Fe203 calculées HYP $ échantillons types échantillons altérés e position pour une teneur en Fe,O, calculée maximum 0- Neph Diop Q 72112C / / \ \ /72096 L o1 HYP Fig 47 - Répartition des laves en coussins du niveau supérieur sur le diagramme Q-Hyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY -1962) selon les teneurs en Fe203 calculées loti

120 redistribution des éléments pendant la trempe, mais celle-ci influe directement sur la répartition des textures pétrographiques et la formation des fentes ra- diales de refroidissement Ce sont en fait ces deux facteurs qui détermine- raient les différentes modalités de l'altération par l'eau de mer I1 faut à ce stade distinguer les effets de l'halmyrolyse due B l'action de l'eau de mer selon un processus comparable à l'altération météorique à l'air libre et qui pourrait à la longue entraîner un gain de Mn, (HART, Fe, Ky Ti et P 1970), de l'altération deutérique antérieure se produisant pendant la lente cristallisation des parties holocristallines du matériel volcanique, par suite de la pénétration d'eau de mer dans les fentes radiales (CORLISS, 1970) i- Le report des échantillons analysés sur le diagramme oxydes/h20 (fig 48) montre par exemple pour des éléments tels que Ca, Na et K des va- riations certainement consécutives à une altération Mais, contrairement à ce que nous observerons plus loin, à propos des niveaux supérieurs de laves en coussins pour lesquels il existe vraisemblablement une action conjuguée de l'halmyrolyse et de l'altération deutérique, seule cette dernière semble être déterminante et la nature des transformations que présentent les laves en coussins du niveau inférieur va dans le sens du phénomène de spilitisation qui a par exemple été décrit par MONTIGNY et al (1973) et que j'ai évoqué plus haut pour rendre compte des transformations rencontrées dans quelques dykes du complexe filonien Le niveau supérieu'r des laves en coussins I1 s'agit d'un ensemble tout à fait particulier, caractérisé par d'assez fortes teneurs en SiOz et une faible teneur en alcalins ; par suite de l'excès de quartz normatif, les auteurs précédents (DUBERTRET, 1953 ; PIRO, 1967 ; KAZMIN et KULAKOV, 1968) avaient attribué 2 ces laves le terme peu adéquat de "sakalavites" Ainsi, sur le diagramme alcalins/si02 (fig 49), ces roches occupent une position particulière dans le champ tholéiitique, et cette posi- tion, si l'on excepte les termes transformés (JO), ne correspond en rien à (IO) Les termes transformés sont caractérisés par une forte teneur en %O, en K20 dont le pourcentage atteint dans certains cas 4% et par un enrichissement en Na20 (le pourcentage peut également atteindre 4%) ; corrélativement la teneur en Ca0 décroît 709

121 m p SiO2 A1203 Fe203 Fe0 MnO Mg0 Cao Y) Na20 P K20 $ Ti02 '2'5 CO2 H20+ H (I) 5201 J (4) O 16 6J O (4) =Ja o 13 o (5) o J (2) o nd (3) &JI o 44 nd (3) O nd (6) O nd O _- (7) (6) o O 17 O o n d nd 020 O Total Si02 A1203 i Fe203 9 Fe0 y Mno 8 MgO Y) Ca0 w Y) NaZO 3 K20 TioZ '2'5 H20+ H o i O nd O O nd O O nd nd O I o II 034 nd ma O o O 14 nd o o nd Or Ab m 2 An z zc > is CIPX 5 OPX 2 Ma Ilm Per Cb llw I o O I O c c Tableau XV A -Analyses chimiques dea laves en coussins du niveau superieur (Ichantillons types) Analystes : (1) Lab Chimie des Sols, ORSTOWBondy (1972) ; (2) CRPG-Nancy (1973) ; (3) CRPG -Nancy (1973) + Lab Gol ORSTOM-Bandy (1976) pour H20- ; (4) CRPG-Nancy (1973) + BRGM Orléans (1974) pour P2O5 et Lab Gol ORSTOLS Bondy (1976) pour H20- (5) Lab de Specfrog ORSTOM-Bandy (1973) + Lab Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (6) CRPG Nancy (1974) ; (7) CRPG Nancy (1974) + Lab Géol ORSTOM-Bondy (1976) pour H20-

122 -_-I B 72112C' 72112C' (1) O o 02 n d (4) (6) I I ' (6) (2) nd (6) (5) O (6) O O (6) o (3) (6) nd (6) o o o ( 7) o 18 O O O O o n d o o o o 20 o o O 17 6 I o 99 o 17 nd O O o o 28 nd o I I O O I nd O I O O 68 o Tableau XI B , Analyses chimiques des laves en coussins du niveau supérieur iëchantillons altérés) o o Analystes : (I) Lab Chimie des Sals, ORSTOWBondy (1972) ; (2) CRPC -Nancy (1973) (3) CRPc-Nancy (1973) + Lab GEol ORSTOM-Bondy (1976) pour H20- ; (4) CRPc-Nancy (1973) + BRCn-Orléans (1974) pour P205 ; (5) CRPc-Nancy (1973) + BRGM-Orleans (1974) pour P205 + (1976) pour H20- ; (6) Lab Spectmg ORSTOM-Bondy (1973) + Lab Chimie des Sols ORSTO&Bondy (1973) pour CO2 (7) CRPG-Nancy (1974) + BRGM-Orléans (1974) pour P2O5 ;

123 -I--- (1) (2) _---- (3) I I (4) (5) _----_ (6) A O 92 O I I , Q ( B c c to 2 o Q Tableau XVI - Teneurs en Fe203 des laves en coussins supérieures B l'analyse et selon différents coefficients de correction (1) Teneurs 1 l'analyse après élimination de CO3 Ca (2) Teneur d'après THOMPSON et al (1972) (3) Teneur d'après IRVINE et BARAGAR (1971) (4) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Ti02 (5) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Si02, Na20 et K20 (6) Teneur d'après HUGUES et HUSSEY (1976) 112

124 C u) a, % rl II) a, rl rd W tn a * h a II) a, rl II) 8 a +O 2? a, a 773

125 I Na20 + K A / A / / 700z A Échantillons frais A Échantillons transformés Fig 49 - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves en coussins du niveau supérieur Ca a A lo i A A A A A 4 A A 1,, + K20 1,,,, Na20,,, ,, A1203 A A Échantillons frais Échantillons transformés 1-j Laves du niveau inférieur 114 Fig 50 - Répartition des laves en coussins du niveau sxp-rieur sur les diagrammes CaQ/Na20 + K20 et CaO/AL203

126 celle que définissent les laves en coussins du niveau inférieur, que ce soit sur ce diagrame ou sur ceux des figures 50 et 53 De plus, sur le diagramme AFM de la figure 52, on constate qu'elles se placent sur une lignée évolutive totalement indépendante de celle qu'occupent les dykes diabasiques et les laves du niveau inférieur ; les histogrammes de la figure 53, soulignent les différences qui existent entre ces deux derniers groupes et les laves en coussins du niveau supérieur L'utilisation des diagrammes d'irvine et BARAGAR (op &it) est intéressante Elle montre bien la place particulière des laves en coussins du niveau supérieur sur les diagrammes normatifs 01' - Ne' - Q' et Or - Ab' -An lorsque l'on ne prend en compte que les termes non transformés ; de plus, les transformations subies par ce groupe sont de nature différente de celles qui ont été relevées pour les laves en coussins du niveau inférieur et le complexe filonien sous-jacent En effet, si l'on observe d'une part, un phénomène d'enrichissement en Na O, comme dans le cas des laves inférieures, celui-ci est 2 plus important puisqu'il conduit les roches alcalinisées sodiques dans le chaup des hawaiites et mugéarites du diagramme indice de coloration/an (cf figure 56); il s'ajoute d'autre part une forte contamination en K20 qui place un certain nombre d'échantillons dans la branche potassique du diagramme Or-Ab'-An, phénomène que l'on n 'observait pas dans le cas des laves sousjacentes Cet accroissement important de K20 dans les termes altérés est bien illustré par le diagramme oxydes/h20 (cf figure 48) ; il est dû soit 1 l'action d'une altération deutérique particulièrement forte peut être liée P des courants convectifs 2 l'origine des venues hydrothermales (ANDREWS et FYFE, 1976) qui ont enrichi en métaux divers les sédiments pélagiques associés 1 ces laves (cfchapitre suivant), soit à l'action conjuguée de cette altération et d'une puissante halmyrolyse Ces roches ont donc subi des transformations spécifiques (enrichissement en NaZO et/ou K20, et en élément-traces divers), et quand elles ne sont pas transformées, semblent être issues d'un magma présent2nt une différence sensible avec celui qui a donné naissance au complexe filonien et laves du niveau inférieur Les différences ainsi observées entre les deux niveaux de laves en coussins du Ba&-Bassit se retrouvent dans le massif voisin du Troodos, Chypre (BEAR, 1966 ; GASS, 3967 ; MOORES et VINE, 3973), même en ce qui concerne la différence de nature du métamorphisme (cf tableau XVII) qui les a affectés (SMEWING et al, 1976), permettant de faire dans le nord-ouest syrien les mêmes observations qu'p Chypre (GASS et SMEWING, 1973)

127 a B !O c I E d Na i t 1 0,f 1 05 A Echantillons frais Y-) Laves du niveau inférieur G Echantillons transformes Fig 51 - Distribution des bléments majeurs des laves en coussins du niveau supérieur en fonction de l'indice de solidification ; comparaison avec les laves en coussins du niveau inférieur 7 76

128 I I I I I I I Icn I 1 I 8 I l 4 I l 4 IH I & I I I & I W I P I I g I I I I I I I I I I I I I I I I W l u I Z I W I L 3 IC4 I W I c n I I c n l u I X I 4 I I I I I I I I Mean Range Mean Range Mean Range ---- Ti (45) (4) (11) Zr (44) (4) (11) Y (44) (4) (11) Ce (5) Cr (31) (1 1) ZEOLITES : Analcime Heuland i te Analcime Gme 1 ini t e Natrolite Natrolite Heuland it e Natrolite Phillip sit e Stilbite Ti (85) (8) ( 12) Zr (85) (8) (12) Y (85) (8) (12) Ce (7) Cr (28) (15) ZEOLITES : Ana 1 c ime Laumontite Analcime Heuland i te Laumont i t e Laumontite Stilbite Mordenit e Stilbite Tableau XVII - Nature du métamorphisme océanique dans les massifs du Ba%-Bassit, de l'oman et du Troodos (d'après SMEWING et al, 1976)

129 Fig 52a - Comparaison de la distribution sur le diagramme AFM des laves en COUS&FPE des nivea- LnférTeur et supérieur des massifs du Ha&r-Bassit et du Troodos O Fig 52b - Comparaison de la position sur le diagrame AFM des roches constituant six massifs ophiolitiques de la Méditerranée Orientale 13b

130 I sioz c4 * I i li Fe Fe0 4 n t4 i i2 I I2 I n I I I 2LJ I pwi niveau supérieur des laves en coussins niveau inférieur des laves en coussins -4 I2 0 complexe filonien Fig 53 - Comparaison des histogrammes de répartition des éléments majeurs dans le complexe filonien, et les laves en coussins des niveaux inférieur et supérieur ; teneurs en oxydes recalculées sur base anhydre 119 9

131 Ab' Ne' Q Fig 54 - Répartition des laves en coussins supérieures sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-01'-Q' (IRVINE et BARAGAR - J971) I An % normatif basalte A A,- ' laves fraîches laves altérées champ des laves en coussins inférieures 20 - Fig 55 - Position des laves en coussins supérieures sur le diagrammes indice de coloration/an% (branche sodique) An% normatif W U Fig 56 - Position des laves en coussins supérieures sur IC diagramme indice de coloration/an% (branche potassique)

132 répartition des éléments (31) Laves en coussins du niveau inférieur Le niveau inférieur des laves en coussins est étroitement lié aux dykes du complexe filonien dont, nous l'avons vu, une partie au moins doit corres- pondre aux filons nourriciers de ces laves ; ces laves et ces dykes sont d'ailleurs chimiquement comparables (Si02 : 51,52-52,60 ; M203 : 14,87-15,76 ; Fe0 (12) : 7,61-7,01 ; MnO : 0,15-0,17 ; MgO : 6,82-6,91 ; Ca0 : 7,63-7,50 ; Na20 : 3,79-3,34 ; IC20 : 0,68-0,63 ) Au point de vue minéralogique, les laves contiennent % de pla- gioclases (An 50), 36 P 40% d'augite, 4 2 6% d'olivine, 15% de verre et 3% de minéraux opaques Cependant, quelques termes sont spilitisés (le pourcen- tage en anorthite des feldspaths est alors de 10 P 15), et renferment des clinopyroxènes ouralitisés Partant, le traitement global des données entraîne une distorsion dans la distribution des éléroents, ce qui se traduit par un coefficient de variation (CVW) nettement plus élevé que dans le cas du complexe filonien, notamment pour K20, Ti02, P205, E, Cry Ni, Sr et Zr Si on les compare aux quantités d'éléments en trace que renferment les filons nourriciers, on peut toutefois constater que, dans les laves en coussins du niveau inférieur, les teneurs en E, V, Co et Zr sont proches, et que Ni augmente de façon discrète, et Cr de façon plus sensible La présence d'une quantité comparable de V dans 3% de minéraux opaques contre 6 B 10% prbcé- demment, tend P indiquer que dans le premier niveau de laves en coussins, V se concentre plus rapidement Le rapport Cr/V augmente d' ailleurs légèrement sans que l'on puisse toutefois en tirer un argument décisif, car cette aug- mentation n'est due qu'8 une légère croissance de Cr qui doit vraisemblablement se concentrer dans les inclusions de spinelle que renferme l'olivine (11)Ce paragraphe et le suivant reprennent les données de l'article PARROT et: YATIN-PERIGNON (1 934) (12) I1 s'agit de Fe0, après réduction de Fe203 P 1,5% 127

133 YI YI YIYIYI7j YIYIYIYIYI v v v v v t v i/ v v v o r rrrv r - rrrrr v \i v v v v v v v m o 000- Of000 N N NNNm NnNNN v vvv v vvv a Q ooob NNNYI m NztNN ~ r - 0 v vvv V v v VViJ vvvvv m al -3 O $4 al a m 122

134 Zn augmente fortement, parallèlement P une légère croissance de Feo, d'où une augmentation du rapport Zn/Fe ; si l'augmentation de Zn n'est pas due à la présence d' amphibole où cet élément se concentre généralement (1' amphibole secondaire étant le résultat d'un phénomène d'ouralitisation), il faut admettre qu'elle rend bien compte d'un fractionnement Sr croît également, entraînant une diminution du rapport CalSr Enfin, le rapport BalSr décroît avec Ba, or la plus grande nmobilisation primaire de Ba par rapport B Sr est un trait dominant de cet élémnt Ainsi, si l'augnoentation sensible de Sr n'est pas seulement le résultat de la transformation deutérique de quelques-uns des termes analysés, on peut penser que 1' évolution parallèle des trois derniers rapports (et accessoirement du prem5er ) traduirait bien un phénomène de fractionnement entre les dykes du complexe filonien et les laves en coussins du niveau inférieur Laves en coussins du niveau supérieur Ces roches sont fortement tholéiitiques et ne contiennent généralement que 1 3 1,5% au plus de Na20, K20 étant toujours inférieur 2 0,2% Mais come nous l'avons vu, P côté de ces échantillons types, on observe de nombreux termes transformés qui ont subi une forte contamination en K20 et/ou en Na20 Dans ce cas, le traitement global des données conduit aux &mes réserves que pour le groupe précédent En relation avec l'abondance de clinopyroxènea, ces termes sont surtout riches en Cr et Ni, Ni se plaçant vraisemblablement de plus dans l'olivine La faible quantité de Zr s'explique par l'absence de minéraux tels que l'apatite et le sphène Outre Zr, ces termes sont aussi pauvres en Zn et Sr, et notamment en Y et Ba, ce qui pourrait indiquer que ces laves sont le résultat d'un fort degré de fusion partielle du niveau mantellique dont elles tirent leur origine, suivie d'une montée rapide du magma ainsi produit ; il est en effet curieux de constater que Y qui se concentre normalement dans les clinopyroxènes est faible alors que ces derniers sont abondants, et qu'il en va de même pour Ba qui est un des premiers éléments mobilisés, notamment dans une sdrie tholéiitique comme celle-ci 123

135 Par ailleurs, B, V, Sr et Ba sont plus spécialemnt élevés dans les termes ne contenant que des ferromagnésiens et du verre (échantillon par exemple), ce qui laisserait supposer que ces éléments se concentrent dans le verre, puisqu'ils n'entrent normalement pas ou peu dans les ferromagnésiens Une nette augmentation des teneurs en B, Y, Sr et Ba s'observe également dans des échantillons transformés tels que par exemple De plus, les échantillons dont les teneurs en B, V, Sr et Ba sont élevées, indiquent aussi de fortes concentrations en Ge, As, Sn, Sb, La, W et Pb (accessoirement en Mo et Sc) Notons que PREY et al (1974) ont montré, sans toutefois apporter de raisons chimiques, que l'enrichissement des laves sous-marines en La proviendrait d'une halmyrolyse La signification des rapports utilisés pour les groupes précédents est aléatoire, dans la mesure où le coefficient de variation est toujours élevé pour V, Cr, Sr et Ba ; ces fortes valeurs du coefficient de variation traduisent en fait des différences de concentration dans les termes qui sont altérés et ceux qui ne le sont pas Toutefois, la distribution des divers éléments analysés, que ce soit en trace ou en majeurs, montre en tout cas que ce groupe forme un ensemble particulier que l'on ne peut directement rattacher à la série lavique précédente corrélations entre éléments Laves en coussins du niveau inférieur (fis 57) Le groupement Ni, Cr, Mg, Ca correspond aux pyroxènes ; c'est le plus important et il s'oppose à Fe, Ti, Mn, V, Co, Cu, qui se concentrent dans les titanomagnétites On remarque qu'ici Cu appartient à l'association Fe, Mn comme c'est le cas pour le complexe filonien 724

136 El E d, W"r U" IC"il de O<O* - Pour un seuil de 01 I - Pour Un mil de 06)s r pour seuil de 0,005 Corrélationr ndgativer pour un seul de 002 pour un scud de 01 Fig 57 - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les laves inférieures (2) la moitié ou plus de la moitié des dosages inférieurs à la limite de sensibilité de la méthode ; corrélations non retenues J 25

137 !zl Fe Hm "o' a "Cu Ni V pwr un seuil de 0005 r çour pur un seuil de pour un seuil de 01 I seuil de 0,005 Corr6lationr n6ggiliives pour un swil de 002 çour un seuil de 01 F5g 58 - Corrélations deux à deux des Cléments dosés dans les laves en coussins supérieures (2) la moitié ou plus de la moit:é des dosages inférieurs 5 la limite de sensibilité de la méthode ; corrélations non retenues 126

138 Laves en coussins du niveau supérieur (fig 58) Le groupement le plus fort est celui de Cry Co, Cu, Ni et Ca ; il correspond à une concentration dans l'ensemble pigeonitique et s'oppose b Al, Na et K compris dans le verre analcimique L'échantillon indique pour By Cry Ni, Cu, et plus discrètement pour Zn, un net enrichissement ; cet enrichissement qui joue aussi pour Ge, As, Sn, Ba, La, W et Pb, affecte des laves qui sont en liaison directe avec des "terres d'ombre'', formation argilemagnésienne et ferro-manganbsifère précisément riche, b l'exception de Cry en ces mêmes éléments discussion sur la genèse des deux niveaux de lave et accessoirement du complexe filonien De tout ce qui vient d'être dit dans ce chapitre et dans le chapitre précédent, la parenté qui existe entre la plupart des dykes du complexe filonien et les laves en coussins du niveau inférieur semble évidente Or CHURCH (1972) considère que les filons nourriciers des laves en coussins qui constituent le complexe filonien (sheeted complex) font partie intégrante des assemblages ophiolitiques, come ceci a d' ailleurs été retenu en 1972 B la Penrose Conference De nombreux exemples de telles associations sont connus, ne serait-ce que pour la Méditerranée orientale, dans le massif du Vourinos, Grèce (JACKSON et al, 1975 ; PAUPY, 1975), dans le Troodos, Chypre (GASS, 1967, 1968 ; LAPIERRE et ROCCI, 1967 ; MOORES et VINE, 1971 ; GASS et SMEWING, 1973 ), dans le Hatay, Turquie (WAGNAT et QOGULU, 1967 ; PARROT, 1973 ; SOGULU et al, 1976) MESORIAN (1973) a d'ailleurs mntré, en faisant l'inventaire des principaux massifs de la Méditerranée orientale, que la présence de complexes filoniens était quasi-générale dans la plupart des asemblages observés Ces complexes filoniens ont également été étudiés en I23

139 Oman (REINHARDT, 1969 ;ALLEMAN et PETERS, 1972 ; GLENNIE et al, 1974 ), et B Terre-Neuve (TJPADHYAY et al, I971 ; CHURCH et STEVENS, 1971 ; BROCK, 1974a et b ; CHURCH et RICCIO, 1974 ; STRONG et MALPAS, 1974 ; NORMAN et STRONG, 1975) Cependant THAYER (J974) et BROCK (1974a) estiment que les complexes fi- Ioniens peuvent-être postérieurs aux séries grenues essentiellement à cumulats qu'ils traversent ; j'ai tenté dans les conclusions du chapitre précédent de répondre 3 ces objections De leur côté, ALLEGRE et al (1973) postulent dans un schéma génétique, une stricte analogie entre croûte océanique et complexe ophiolitique En revanche, ils ne précisent pas quelles sont les conditions de formation du complexe filonien, ni la position de sa mise en place Si l'on envisage habituellement que celui-ci se forme dans l'axe de la ride, des venues de dykes dans des parties distales, à l'avant de la poche magmatique 06 se déposent les cumulats, peuvent être retenues (PARROT, 1978 ; PARROT et RICOU, 1976), et de toute fason, les deux cas sont loin de s'exclure l'un l'autre Les laves en coussins, les dykes qui alimentent ce niveau, ainsi que l'ensemble des autres dykes qui forment le complexe filonien proviendraient d'un magma issu par fusion partielle d'un milieu 1 composition ultrabasique (pyrolite) ; le magma à composition tholéiitique alimenterait la chambre magmatique et s'épancherait en partie 1 l'aplomb d'une ride active La légère tendance alcaline des termes rencontrés, typique des ensembles effusifs lids aux assemblages ophiolitiques, au moins 1 l'échelle de la région mésogéenne orientale, peut s'interpréter de manière différente : il peut s'agir soit du résultat d'une contamination par l'eau de mer au cours de l'ascension des mages, come semble 1' accréditer 1 ' importante serpentinisation des péridotites sous-jacentes (ALLEGRE et al, op cit), soit le résultat d'une faible vitesse du taux d'expansion (ALLEGRE et BOTTINGA, 1974 ; HYNES, 1974 ), soit enfin le produit d'une formation en une position structurale qui n'a rien à voir avec les rides médio-océaniques COHNENSTETTER et OHNENSTETTER-CROCHEMORE, 1975), assertion qui jusqu'à plus ample inform6 n'est pas confirmée dans la mesure 05 seule l'expansion dans les bassins marginaux a été démontrée (URIG, ) et non la nature des produits obtenus selon cette modalité Nous avons vu que l'action de l'eau de mer était susceptible de faire largement varier la composition chimique des produits I1 en irait de nième de la vitesse d'expansion (BASS, 1971), et dans cet ordre d'idée, NISBET et PEARCE (1973) ont proposé d'établir un rapport entre les teneurs en Tio2 des dykes des complexes filoniens et la Vitesse d'expansion qui, d' après ces auteurs serait faible en Méditerranée orientale

140 Cependant, la faiblesse des teneurs en Ti02 serait en fait, d'après BEBIEN (1972), non pas caractéristique d'un taux d'expansion faible, mais d'un volcanisme d'arc insulaire, proposition issue de celles faites par GOTTINI (1968) et RITT" CJ971), et que l'on retrouve sous une autre forme chez PEPiRCE et CA" (1973) Il faut toutefois tempérer ces propositions dans la mesure OÙ des phénomènes tels que par exemple la remobilisation du titane par dissolution partielle de la titanomagnétite comme cela vient d'être observé dans les dykes diabasiques du complexe filonien du Hatay (PARROT et YERDONI, 3976), sont susceptibles de perturber sa distribution Les laves en coussins du niveau supérieur forment, nous l'avons vu, un ensemble qui présente de notables différences avec les termes qu'il surmonte Ces roches, rappelons-le, renferment en moyenne 5% de forstérite et 50% de pigeonite (les minéraux séparés sont en cours d'étude) nageant dans un verre brunâtre sans feldspath Les minéraux séparés et le verre n'ayant pas encore été analysés, on peut cependant tenter d'établir un bilan géochidque appro- ximatif ; on constate alors que ce verre contient environ 57% de Si02, 28% d'a1203, 0,5% de Fe203, 12% de Cao, 2% de Na20, et 0,5% de K20, soit en minéraux virtuels : l8z de quartz, 2,78 d'orthose, 38,78% d'albite, 59,49% d'anorthite et 2,342 de corindon, soit 99,39% de minéraux blancs pour 0,48% de minéraux lourds représentés uniquement par de l'hématite ; il y a là un contraste notable entre le caractère hypertholéiitique de la roche globale et le caractère dacitique du verre qu'elle contient En dehors de cette particularité, on observe au niveau des quelques élémente en trace analysés des teneurs élevées en Cr et Ni, faibles en Y, Sr et Ba Des teneurs équivalentes ont été observées dans les komtiites de Terre- Neuve (GALE, 1973) qui se différencient toutefois des laves du niveau supérieur par leur teneur en A1203 et MgO qui sont l'inverse de celles que l'on trouve dans le cas du Bà&-Bassit (cf tableau XIX) Ces teneurs traduisent pour cet auteur soit une cristallisation fractionnée relativement faible, soit un fort degré de fusion partielle Si l'on ne peut franchement désigner les laves en coussins supérieures du Bàhr-Bassit come de véritables komatiites (YILJOEN et YILJOEN, J969 a et b), roches que l'on retrouve dans les terrains archéens d'australie, du Canada, de Rhodésie et de l'inde, et dont les rapports CalAl (cf fig 59) sont compris entre 3 et 1 (BROOKS et HART, 1972), elles s'en rapprochent beaucoup et répondent presque parfaitement aux critères retenus par ARNDT (1976) pour ddfinir ces roches, à savoir : (a) une forte composition ultramafique ; 129

141 Si02 *l2'3 Fe203 fi0 MgO Ca0 Na20 K20 Ti02 '2' _ Ba Zr Sr Zn CU Ni Y Cr I 45 1 O Tableau XIX - Comparaison entre les compositions chimiques des komatiites et des niveaux supérieurs de laves en coussins du Baër-Bassit, du Troodos et de Papouasie orientale (1) Moyenne des basaltes océaniques : éléments majeurs (CA", 1971) ; éléments en trace moins Y (ENGEL et al, 1965) ; Y (SCHILLING, I9 7 1 ) (2) Moyenne sur laves en coussins supérieur du Ba&-Bassit : dlhments majeurs (PARROT, 1974b) ; Bléments en trace (PARROT et VATIN-PERIGNON, 1974) : moyenne sur 11 analyses pour Ba, Zr, Zn et Y ; sur 15 analyses pour Sr, Cu, Ni et Cr (3) Moyenne de 9 komatiites de Terre-Neuve (GALE, 1973) (4a) Lave riche en clinoenstatite la moins magnésienne (DALLWITZ, 1968) : analyse (4b) Moyenne de 14 laves B clinoenstatite, Papouasie (DALLWITZ, 1968) 130

142 (b) des structures volcaniques peu communes teile que la structure "spinifex"; (e) un faible rapport Fe/Mg (1,6 pour les tholéiites, 0,75 de Terre-Neuve, pour les komatiites Q,87 pour les laves supérieures du Bahr-Bassit) en comparaison des teneurs en Alzo3 ; (d) un faible pourcentage en Ti02 pour les teneurs correspondantes en Si02 ; (e) des teneurs élevées en MgO, Ni0 et Cr2O3 Par ailleurs, des termes P peu près semblables ont été décrits au Cap Vogel, Papouasie (DALLWITZ, 1968), dans un contexte similaire, et sont iden- tiques aux laves en coussins du niveau supérieur du Bahr-Bassit, à cela près qu'elles sont formées d'un assemblage de verre et de clino-enstatite, alors qu'en Syrie le pyroxène est une pigeonite, et qu'elles contiennent, mais en proportion moindre que les komatiites de Terre-Neuve, un peu plus de MgO et un peu moins d'a1203 (cf tableau XIX) ; cependant, si l'on considère par exemple les rapports diopside/enstatite normatifs des rieur (0,s en moyenne), on constate qu'ils sont très proches des roches à clinoenstatite de Papouasie (0,2 en moyenne), alors qu'ils diffèrent nettement de ceux que l'on obtient dans le cas des laves du niveau inférieur (20 et plus) Les roches à clinoenstatite du Cap Vogel qui, comme celles à pigeonite du Ba&- Bassit, sont associées à des niveaux de basaltes tholéiitiques, sont interpré- tées par DALLWITZ comme le résultat de la montée rapide d'un magma non diffé- rencié laves du niveau supé- komatiites ultramafiques o komatiites riches en alumine (Geluk type) komatiites type Barberton komatiites type Badplaas 8 A O tholeiites (moyenne) laves supérieures (Troodos et Baër-Bassit) laves à clino-enstatite (papouasie) Fig 59 - Comparaison des laves en coussins supérieures du Baër- Bassit, du Troodos et des komatiites de différents massifs 333

143 On est donc conduit B penser que les laves en coussins du niveau supérieur, quoique comprises dans un même contexte, ont une origine différente des laves qu'elles surmontent et qui sont, elles, directement liées au complexe f ilonien Dans une première approche, on pourrait envisager que le niveau d'origine de ces laves supérieures corresponde B une restite issue du manteau par un premier processus de fusion partielle (lui-même 2 l'origine de la différencia- tion du magma tholéiitique proprement dit), et que cette restite ne se présente pas comme un ensemble totalement réfractaire, portant encore en lui des éléments susceptibles d'être mobilisés Si cette hypothèse présente entre autre 1' avan- tage d'expliquer la tendance légèrement alcaline des premiers niveaux de laves formés, elle laisse entendre que le phénomène responsable de la différenciation des dernières venues de laves soit totalement indépendant du fonctionnement général de la ride En fait, on peut au contraire penser, en raison míè" du lien qui existe entre les deux niveaux de laves en coussins, lien renforcé par la découverte récente dans le massif du Troodos (DESMET, 1976b), de filons nourriciers des "upper pillow-lavas" recoupant des dykes du "basal group", que la mise en place du niveau supérieur ne représente qu'un aléa au fonctionnement d'un modèle du style de celui proposé par ALLEGRE et al (J973) Dans cette deu- xième hypothèse, les venues supérieures seraient également le résultat d'une fusion partielle qui pourrait être plus profonde et serait en tout cas suivie d'une montée rapide du distillat ne lui permettant pas de se différencier comme les magmas tholéiitiques précédents et en excluant presque totalement toute cristallisation fractionnée ; ce phénomène pourrait d'ailleurs correspondre à La phase tem6naze du fonctionnement de la ride (PARROT, 1974b), hypothèse qui a été également retenue par ROBERTSON (1975) pour les termes similaires du Troodos, où ces laves sont d'âge campano-maestrichtien (MANTIS, J9 7j), l'âge de la contraction de l'ancienne zone océanique et celui de la mise en place des nappes ophiolitiques étant intra-maestrichtien, P Chypre que dans le Bahr-Bassit, la plate-forme aussi bien voire sur tout le pourtour septentrional de arabique Une fusion partielle terminale se produirait donc, soit au dépens d'un pyrolite appauvri par suite de la montée des venues tho- léiitiques tout juste antérieures, ou représenterait une ponction brutale dans des zones plus profondes du manteau, voire dans des zones peofondes de la chambre magmatique non encore cristallisées En revanche, la discordance du niveau supérieur sur les laves du niveau inférieur et &me le complexe filo- nien, laisse supposer que cette dernière mise en place ne s'est pas faite au droit de la ride, comme le suggère d'ailleurs STRONG (1974) B propos de termes comparables de Terre-Neuve et des termes similaires du Troodos (off-axis 3 32

144 pillow-lavas) C'est aussi l'interprétation qu'en donnent, pour le massif du Troodos, GASS et SMEWING (1973), et pour ce dernier, le Ba&-Bassit l'oman, SMEWING et al (1976) Enfin, il faut également retenir l'hypothèse avancée par PEARCE (1975) à propos des "upper pillow-lavas" du Troodos Pour cet auteur, les laves en coussins supérieures proviendraient d'un arc insulaire Nous verrons que de nombreux indices relatifs B d'autres formations (roches métamorphiques infrapéridotitiques, trondhjémites) militent en faveur de cette hypothèse C'est d'ailleurs celle que j'ai retenue dans un article récent (PARROT, 1976) en envisageant la subduction de la zoneméridionale de la croûte océanique téthysienne sous la zone septentrionale de cette même croûte Cette hypothèse sera développée dans la quatrième partie et,133

145 134

146 Les terres d'ombre sont des sédiments argileux fins, riches en fer, manganèse et élément-traces divers Elles sont étroitement associées au niveau supérieur des laves en coussins de l'assemblage ophiolitique Elles forment, soit le ciment des termes sommitaux de l'ensemble lavique supérieur, soit des placages de 1 & 2 mètres au toit de ce dernier, soit enfin des niveaux interstratifiés dans des formations bréchiques appartenant A ce même ensemble L'altération deutérique de ces laves au cours de leur refroidissement peut en partie répondre à l'enrichissement en élémeiits divers que présentent ces sédiments I1 semble toutefois avoir été hilité par celui qui se dessine dans les laves en coussiils supérieures qu'elles soient altérées ou non LES TERRES D'OMBRE description des affleurements du Bassit Les "terres d'ombre" ainsi désignées par analogie avec des gisements similaires tout d'abord décrits à Chypre sont des sédiments argileux fins, brun foncé et fortement hygroscopiques Ces sédiments sont associés aux laves en coussins du niveau supérieur, ce qui limite pratiquement leurs affleurements dans le nord-ouest syrien à la seule région du Bassit Ceux-ci sont restreints et très localisés (cf fig 60) ; leur existence a été signalée pour la première fois dans cette région par PARROT et DELAUNE-MAYERE en 1974 Les terre d'ombre forment généralement soit le ciment des dernières couches de laves qui peuvent être occasionnellement fortement bréchiques, soit, en reposant directement sur ces couches de laves, des placages de un mètre d'épaisseur environ Ainsi, h Ballourane (ech ) et 2 proximité de Qaba MZzé (balüfah) (ech ), les terres d'ombre se présentent h la fois come ciment des laves en coussins et placages sur ces dernières ; le passage d'un habitus 1 l'autre se fait sans solution de

147 I I,+, +++I *'# TUROUIE uid et roches associees Roches metamorphiquet Volcanosldimentaire triasico-jurasrique SYRIE Massif calcaire du Djebel Aqrak / Contact chevauchant v Affleurement de Terres d'ombre Fig 60 - Position géographique des principaux affleurements de terres d'ombre du Bassit 136

148 continuité (fig 61) On retrouve un placage près de Beit el Qassir (ech ) ; et 2 proximité du Ziaret Hamah, dans une petite écaille volcanique coincée sous des péridotites serpentinisées, la terre d'ombre (ech ) n'est qu'un remplissage entre les coussins Sur ces quatre affleurements, le gisement de Qaba Kazé est le plus important : il ne couvre cependant qu'une surface de 50 m2 environ ; son épaisseur est comprise entre I et 2 mètres Bien que les conditions d'affleurement soient particulièrement défavorables, il semble occuper au toit de l'ensemble lavique une zone déprimée Indépendamment des faciès décrits ci-dessus, j'ai découvert et étudié au cours de ma dernière campagne, un autre type d'affleurement : il s'agit de terres d'ombre situées B environ 1 kilomètre 1 l'ouest de Qara Tâté (addefleh), qui forment un lit d'épaisseur variable (Q,5 à 1 mètre) que l'on peut suivre sur 400 mètres (cf fig 62) ; ce lit est intercalé dans des couches de Paves supérieures plus ou moins bréchifiées et en partie cimentées par des argilites rappelant les terres d'ombre On retrouve P Qaba Kazé (balütah ) même, en bordure de la route, une formation bréchique similaire (ech 75018) : des fragments décimétriques de laves supérieures y sont emballées dans la terre d'ombre De plus, notamment P l'ouest de Qara Taté (ad-defleh), 1 quelques 300 mètres de ce village, ces formations bréchiques sont souvent associées 1 des zones fortement veinées et bréchifiées qui recoupent presque verticalement des couches de laves en coussins altérées et totalement rubéfiées minéralogie Texture et minéralogie des terres d'ombre Ce sont des roches de granulométrie fine, argilo-limoneuse, de couleur brun chocolat, se débitant en plaquettes Leur forte teneur en smectites se traduit par une nette hygroscopie et un toucher rugueux 137

149 Placage de lm d'gpaisseur environ niveau sommital des laves en coussins associees au complexe filonien en coussins [Ziaret Hamiah] Qaba Mâze Fig 61 -Mode de gisement des terres d'o~re du Rassit i I 1 I laves en coussins brèches volcaniques &' banc de terre d'ombre Oum Chorte 738 Gig 62 - Carte schématique d'un gisement de terres d'ombre compris dans les laves en coussins supérieures ; environs de Qara Tâte (ed-defleh)

150 Si02 A1203 Fez03 MnO MgO Ca0 Na20 K,zO TlO2 PZ05 COB HnO Total Analyste : CRPG (1974) TERRES D'OMBRE _c Tableau W - Analyses chimiques des terres d'ombre du Bassit ANALYSES CHIMIQUES CALCULEES DES SMECTITES O I O ! 160,74144; 08j '395 42! Ha Tableau XXI - Analyses chimiques calculées des smectites formant les terres d'ombre du Bassit 7 39

151 Sevle une étude aux rayons X permet de déterminer la composition minéralogique de ces roches Les deux principaux constituants sont, la goethite généralement dominante(40 à 50%), et la montmorillonite ( %) Des minéraux accessoires, d'origine volcanique, et dont le pourcentage ne dépasse pas 4 à 5%, ont également été détectés : Ech O9 : analcime, pigeonite Ech : pigeonite Ech : analcime, pigeonite, feldspath En fait, un troisième constituant important doit être signalé ; en effet, les courbes d'analyse thermique différentielle révèlent la présence de manganite MnO(0H) non décelée aux rayons X La décomposition de la manganite donne une réaction endothermique vers 375', et une autre L 580' consécutive 5 la formation de bixbyite La quantité d'oxyde et hydroxydes de Mn contenue dans les échantillons serait d'environ 20% ~ i n é r a l o g i e des argiles O à 18A O La smectite constitutive est une montmorillonite (pic à 14A gonflant au glycérol) dioctaédrique alumineuse de type Wyoming (CHANTRET et al, 1971) avec une réaction endo-thermique vers 860" et une réaction exo-thermique à IOO OC environ XX), A partir des analyses chimiques totales des terres d'ombre (cf tableau on peut calculer l'analyse chimique moyenne des montmorillonites présentes dans les différents affleurements Pour ce faire, on doit tenir compte de la proportion relative des trois principaux constituants et de la répartition des éléments accessoires qui, nous l'avons vu, est différente d'un échantillon P l'autre ; les différentes porportions d' oxydes contenues dans les constituants non argileux ont été retirées des quantités fournies par l'analyse chimique globale Les quantités restantes, correspondant par définition B celles qui entrent dans la composition de la smectite, ont été ramendes B 100 Les résultats ainsi obtenus (cf tableau XXI) sont toujours sensible- ment les mêmes d'un affleurement à l'autre, ce qui semble accréditer la mé tho de utili Sée La formule structurale (CAILLERE et HENIN, 1963) des smectites des terres d'ombre du Bassit est assez comparable 1 celle que DESPRAIRIES et 140

152 I I I I I I I I gl QI 3I HI I y l I I I I i I I I i I i I I I I ì E I 4 I I i I i l I t I I -- CO O CO e u3 N N * 2 O 3 O N n \D CO *-? N CO N + - C O 03 0' O 0 C O N O 9 I O u 3 3 o m 1 CO A N C O?? \ D - OY C O N '92 h o W I \De o m h o 03 A m u l \ D 3 CO A 4 9 o - 03 N 4 - O N?? N O CO O 3 -\D * 2 h m O CO N :: 6 - m *i O m m h C O * O 1l N e -J- A O * C O \D h O A Z * O e -- N m 1 m 1 m f z 2 g O 1 O e N O 3 O? O 2 O O e d rd U N 1 O N o O * N 6' I * 2 \D N O 2 d F;! O a O to 2 CI ò d 2 2 d ò ds4 i I t t I t I I t I t I m O a O O $4 H a -0 u al u rl m 3 œ 1 a al $ a v) al & LI al u 3 a m al u -4 u LI B m al a m al l-l (d $4 1 u Y u $4 In m al ri 8 O w m al l-l al & u a d m *rl rd 9 O U I H Eì 1 rd al l-l -3 H 747

153 LAPIERRE (1973) ont donné pour celles qu'ils ont extrait des terres d'ombre du Troodos et des laves altérées associées à ces dédiments (cf tableau XXII) géochimie des terres d'ombre E l é m e n t s majeurs Les terres d'ombre du Bassit sont essentiellement caractérisées (cf tableau XX) par des teneurs élevées en Fe203 (39 B 49%) et fortes en MnO (2 à 7%) Ces teneurs n'atteignent cependant pas celles que l'on enregistre parfois dans les terres d'ombre du Troodos où ces deux oxydes peuvent respectivement indiquer 56% et 17% (ELDERFIELD et al, 3972) Par rapport 2 la composition chimique des laves en coussins associées, les terres d'ombre indiquent des teneurs plus faibles en SiO2, A1203, MgO et Ca0 et plus fortes en K20 (cf tableau XX) La comparaison des pourcentages en cations des terres d'ombre du Troodos (ROBERTSON et HUDSON, 1973) avec ceux que l'on obtient B partir des analyses chimiques du Bassit (cf tableau XXIIT), montre la similitude de toutes ces roches, les terre d'ombre de Chypre offrant cependant une composition plus variable (notamment en Si, Fe et Mn), celles du Bassit se cantonnant toujours dans un domaine médian La position des terres d'ombre du Bassit par rapport 1 celles du Troodos est notamment bien illustrée par le diagramme Fe/Mn de la figure 63 Les variations ainsi observées correspondent à des différences dans la proportion relative des trois principaux constituants, les terres d'ombre de Chypre pouvant être soit plus riches en hydroxydes, soit plus riches en argiles, soit comparables h celles du Bassit Ceci ne signifie évidemment pas que les terres d'ombre du Bassit ont une composition parfaitement constante, le choix plus restreint des échantillons étant peut être à l'origine de la relative homgénéité de ces résultats Il faut également rappeler que les terres d'omhre du Bassit correspondent uniquement 2 des faciès directelnent liés aux laves en coussins 142

154 I TERRES D'OMBRE DU BASSIT : Si I AI Fe Mn Ca Mg ::? Na K Ti P TERRES D'OMBRE DU TROODOS (ROBERTSON et HUDSON, 1973) Tableau XXIII - Comparaison en poids pour cent des principaux dléments majeurs des terres d'ombre du Bassit et du Troodos Eléments en trace 26 éléments en trace ont été dosés sur trois échantillons seulement, ce qui rend malheureusement aléatoire tout essai d'étude de la corrélation qui pourrait exister entre ces divers éléments On peut toutefois comparer entre eux les éléments qui ont été dosés à la fois dans le Troodos et le Bassit (cf tableau XXIV) Cette comparaison confirme l'importance des concentrations en V, Cu et Pb, et P un moindre degré en Co, Zr et Ba De plus, en utilisant les diagrammes de corrélation Fe/Cu, Fe/Co, Fe/V, Fe/Mn et &/Ba (fig 63 ) proposés par ROBERTSON et HULISON (1973), les échantillons du Bassit se placent de façon similaire 1 ceux du Troodos sauf pour V qui enregistre une plus forte concentration Les terres d' ombre du Bassit présentent aussi de fortes concentrations en P, B, As, Mo et In, voire en Li, Y, La et W (éléments qui n'ont pas encore ét6 dosés dans les échantillons de Chypre) La comparaison des teneurs observées dans les terres d'ombre et les laves en coussins (PARROT et VATIN-PERIGNON, 1974) qui leur sont associées (cf tableau XXV) est également instructive Elle confirme la concentration des éléments cités ci-dessus, mais elle montre aussi que des éléments en trace tels que Cr et Ni ont diminué, ce qui est surtout le cas pour Cr 743

155 Fe % -e % 30- x x X X 30 x x X X 20-0 x x 20 O x ox O 10- xx 10 x x xxx Cu ppm I I I x xx Co ppm I I I 50 1 O0 150 Fe % Fe % 30 - x x X 30 X X X X 20 - x x O O0 20 o O 0 X 10 - xx 10 xx Z X I( x x V ppm I I I b I Mn% 12- Mn % X X X x Terres d'ombre du Troodos 10- X X 0 Terres d'ombre du Bassit X X xx 0 "b X O Ba ppm Fig 63 - Corrélation de quelques éléments en trace avec les pourcentages en Fe et Mn 144

156 Je reporte également sur ce &me tableau les laves supérieures altérées étudiées dans le chapitre précédent ; on remarque qu'elles enregistrent une amorce de concentration en éléments traces qui va dans le sens des enrichissements observés au niveau des terres d'ombre, et qui affecte les mêmes éléments (cf fig 64) BASSIT - -- CHYPRE E P 4613 Co Ni Cu < < < < < < nd < < 1 < 5 < 10 < < O ) in ROBERTSON and HUDSON (1973) ) in ELDERFIELD et all (1971) Tableau XXIV - Comparaison des teneurs en élément-traces des terres d'ombre du Bassit et du Troodos 145

157 40 1 pi100 3( As11 O b110 v 150 Ge Cu125 2 ZrllO PbllO n collo Zn125 Cd25 Fig 64 - Evolution des teneurs en éléments-traces des laves en coussins non altérées (1) et altérées (2) vers les terres d'ombre (3) 746

158 LAVES EN COUSSINS NON TRANSFORMÉES (PARROT et VATIN~ERIGNON 1974) LAVES TRANS FORMEES TERRES D'OMBRE P 126 Li 50 Be < 5 B 45 sc < 20 V 177 Cr 444 Co 36 Ni 437 Cu 63 Zn 49 Ge 5 As < 50 Sr 210 Y 10 Zr 50 Nb 20 Mo 5 Ag < 1 Cd In Sn Sb Ba La w TI Pb Bi A (4 (b) (d (b) (6) (6) (6) (6) < < < 10 I < (1) Teneurs maximum en élément-traces dosés dans les pillow-lavas transformés Analystes : (u) BRGM (1974) (b) CRPG ( ) (e) Spectrographie ORSTOM (1973) < 50 < 5 74 < < < 20 < 5 < 1 < 5 10 < 10 < < 10 < 5 21 < ' : (4 (4 ( < < 20 < nd 593 nd nd, 40 < < 1 < 1 < < 10 < 100 < 100 < < 10 < 10 Tableau XXV Teneurs comparées des éléments en trace dans les laves en coussins et les terres d'ombre associées comparaison avec les sediments pélagiques Une comparaison semblable a déjà été largement esquissée par ROBERTSON et HUDSON (1973) pour les terres d'ombre du Troodos Les caractères définis dans cette région sont également valables pour les terres d'ombre du Bassit

159 '1 p iì& il gs II II II ii II II II II II II m I (I I I 8 I II I II II II II1 II u II II II II II II -4 II II II II II II o II u I i II II u II! i II * II II II II II II F9 II II II II II pi II II II II II 1 B II 23 I II II II II II I II ';1 1 II II II II II I al 1 II Fr I II I II II II I z i II II II II II rl II Cn II II II O u) 1 e4 N O e - O m N O O 4 1 O ul r4 O 1 1 N m 4 4 e W h -i- m O m ul m m W m m l :% m u l C o 1 I h Nr4 N O 0 1 h N e W h 1 o\ ul Co? O 3 oì N W N m o, - N m ul ul $1 2 e4 ul W Co m O e N O N ò ul h 1 r4 ul W i m O ul 4 O m ul N '3 2 ò ul u) N m O m N e O N 1 O 2 h W O W 4 d 1 03 '3 m 3 W m Z N m m o m e N com m e O 0 u l 1 41 O r4 h O 2 b m?? O - 14?? O 0 "'3 W u l m e Co O In N m m m W N ul e O In m - '3 1 m 1 ul N 1 '3 ul O 1 9 O N m m O 4 e O O ul m m u m o O o m 0 h m m m a r l '3 W o, N W m O 0 O e N O m m? N, - N I- ul e N m m N - N Co m N W O W 1 O N 2 O 1 O e O ul O e O m FI O m O a O N h O W m O N O 0 QIm - 1 O m d O " i n ; 1 3 h O i4b

160 qui sont beaucoup plus riches en Fe, Mn, P, V, Cu, Mo et Pb et moins riches en Ti que les sédiments pélagiques du Pacifique (CRONAN, 1969) Toutefois, si les terres d'ombre se différencient ainsi des argiles pélagiques sans volcanisme, leur composition est en revanche beaucoup plus proche de celle des sédiments pélagiques lids h des manifestations volcaniques, notamment au volcanisme des zones de "sea floor spreading" (BOSTROM, 1970) Ainsi, les nodules de manganèse, dont le lien génétique avec une activité volcanique semble indubitable (PARK, 1946 ; KRAUSKOPF, 1956), sont également riches en métaux tels que Ni, Co, Cu, Zn et Pb (GOLBERG, 1961) ; ces nodules se différencient cependant des terres d'ombre par un rapport Mn/Fe nettement plus élevé (PRICE et CALYERT, 1970) En fait, les teneurs en élément-traces des terres d'ombre s'apparentent surtout aux sédiments directement liés 1 des venues de laves en coussins (CRONAN et al, 1972), comme ceux qui ont par exemple été décrits h proximité de la ride du Pacifique Est (BOSTROM et PETERSON, 1969) A la faveur de ces comparaisons (cf tableau XXVI), on peut a priori admettre que les fortes concentrations en élbment-traces des terres d'ombre sont liées au milieu dans lequel ces roches se sont formées et 1 la nature de leur environnement ; aussi bien dans le Troodos que dans la région du Bassit, les terres d'ombre présentent des affinités avec les sédiments pélagiques associés 1 des épanchements volcaniques sous-marins discussion sur la genèse des terres d'ombre Plusieurs hypothèses ont été ou sont avancées pour expliquer la genèse des terres d'ombre, ou de sédiments pélagiques équivalents : (a) lente altération sous-marine des laves en coussins auxquelles est associée cette formation (TUREKIAN et IMBRIE, 1966) ; (b) accumulation de fins dépôts d'origine continentale (ELDERFIELD et al, 1972; ELDERFIELD, 1972) ; (c) précipitation P partir de l'eau de mer d'éléments dont elle est saturée dans les zones volcaniques médio-océaniques(bender et al, 1971) ; 149

161 (d) précipité de solutions hydrothermales associées au volcanisme de ride (BOSTRÖM et PETERSON, 1969 ; CRONAN _c et al, 1972 ; BOSTRÖM, 1973 ; DYMOND et al, J973 ; ROBERTSON et HUDSON, 1973a et b ; ROBERTSONy 1975 ; ROBERTSON et FLEET, 1976) En fait, 1 l'exception des hypothèses les plus anciennes, le résultat d'une activité hydrothermale est actuellement invoquée dans tous les cas, qu'il s'agisse d'une lente altération sous-marine des laves ou de sédiments, ou de précipitation 1 partir de l'eau de mer Ainsi, pour DESPRAIRIES et LAPIERRE (1973) qui ont étudié les terres d'ombre du Troodos, le phénomène dominant est une altération sous-marine avec apport d'éléments absents de la roche-mère, notamment Mn qui est cependant déjà concentré dans les smectites magnésiennes des écorces des laves en COUS- sins ; l a formation de ces smectites se produirait sous l'effet de solutions hydrothermales agissant sur le basalte De leur côté, ELDERFIELD et al (1972) pensent que les sédiments du Troodos ont été altérés postérieurement à leur sédimentation, une activité hydrothermale ayant modifié les concentrations initiales en élément-traces, le Mn ayant été de son côté largement mobilisé pour être ensuite rapidement oxydé par l'eau de mer La diversité qu'ils relèvent dans la composition des terres d'ombre du Troodos proviendrait de différences dans la nature des apports de courants marins, des transports éoliens, qui ont contribué 2 la formation de ces sédiments avant leur transformation A ces apports continentaux s' ajouteraient de nombreux débris pyroclastiques provenant de l'effet de trempe des laves mises en contact brutal avec l'eau de mer Enfin, pour ROBERTSON et HUDSON (1973) la simple altération des laves en coussins est nettement insuffisante pour expliquer la formation des terres d'ombre De plus, ils excluent l'hypothèse d'une simple réaction entre l'eau de mer et les laves CORLISS ( ) a d'ailleurs montré que si l'halmy- rolyse est susceptible d'entraîner des concentrations locales 1 l'échelle des coussins (HART, ), elle ne peut 1 elle seule être responsable de l'enrichissement en éléments divers que contiennent les sédiments métalli- fères J'ai décrit dans le chapitre précédent (cf page 107), le mécanisme de l'altération deutérique étudié par CORLISS (1970) Les éléments mobilisés par cette altération formeraient des saumures métallifères qui atteindraient les fonds marins sous forme de sources hydrothermales Ces éléments seraient adsorbés par les sédiments baignant dans de l'eau de mer sursaturée par les venues hydrothermales (BENDER et al, 1971), ou bien précipiteraient sous forme d'oxydes fins et hydroxydes agissant comme "boueurs" pour les autres bléments (DYMOND et al, 1973 ; PULCHET, 1973 ; SPOOWER et FYFE, 1973) 150

162 De plus, une rapide oxydation se produisant au contact de l'eau de mer entrainerait, s'il y a effectivement précipitation et non simple adsorption, un taux de sédimentation qui serait comparativement beaucoup plus élevé que celui des sédiments pélagiques normaux (BENDER et al, op cit 1, ce qui pourrait notamment expliquer l'absence de matériaux terrigènes et la rareté des microfossiles (ROBERTSON et HUDSON, 1973) Si, comme nous le voyons, un consensus général semble se dessiner en faveur de l'origine hydrothermale des enrichissements métallifères dans les sédiments pélagiques liés à un volcanisme de ride, il ne s'établit pas pour autant sur l'origine de cet hydrothermalisme, et des modalités différentes sont proposées pour expliquer la mobilisation des éléments qui sont enrichis dans ces sédiments I1 n'est d'ailleurs pas exclu que, selon les éléments mobilisés, ce soit l'une ou l'autre de ces modalités qui prédomine BOSTROM at PETERSON (1969) estiment que les émanations hydrothermales proviennent de phases hydratées juvéniles issues du magma basaltique Pour DYMOND et al (1973), ce phénomène semble peu probable dans la mesure où les laves basaltiques f igées sont sous-saturées en eau (MOORE, 1965) SPOONER et FYFE (1973), ANDREWS et FYFE (1976), ROBERTSON et FLEET (1976) pensent que des courants convectifs d'eau marine affectant les piles volcaniques au cours de leur refroidissement et provoquant l'altération deutérique, sont à l'origine des sources hydrothermales Les matériaux hydrothermaux résulteraient d' une intkraction entre 1' eau de mer et la lave pendant son refroidissement (CORLISS, 1970), ou proviendraient de l'action d'un métamorphisme schistes verts qui se produirait le long des rides médio-océaniques (CORLISS, 1971 ; HART, 1973) L'étude des isotopes de l'oxygène (GARLICK et DYMOND, 1970 ; MUEHLENBACHS et CLAYTON,1972) a montré l'existence d'une int'eraction entre l'eau de mer et les basaltes abyssaux ; cette intéraction est de plus confirmée par l'étude des terres rares des terres d'ombre du Troodos(ROBERTS0N et FLEET, 1976) qui permet d'observer leur enrichissement en terres légères (ce qui différencie d'ailleurs les terres d'ombre des autres sédiments pélagiques ) et une forte anomalie négative en Cerium (cf fig 65 ) qui est semblable à celle que fournissent les courbes de TR dans l'eau de mer (HOGDAHL et al, 1968) Par ailleurs, on constate que par rapport aux bordures figées, les zones basaltiques holocristallines sont notablement appauvries en Fe, %, Co et TR (CORLISS, 1971) et que les "greenstones" le sont en Fe (HART, 1973) Ainsi, si comme l'ont montré DYMOND et al (1973), on peut en partie cerner l'origine d'éléments tels que les TR, Sr, V et les sulfures qui seraient inclus dans les sédiments métallifères à la faveur d'une précipitation J53 11

163 r----ace Ba La 1 O r Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu I I I I I I I, Terres d'ombre du Troodos F 1000 (in ROBERTSON et FLEET ) Y IO, - 10 Laves supérieures du Baër-Bassit A coussin A bordure figée de coussin riche 1 x Teneur moyenne de l'eau de mer (in HOGDAHL et al ) m l -6 e,, I, - Ba La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Fig 65 - Teneurs en TR dans les terres d'ombre et les laves associées 752

164 ou absorption provenant de l'eau de mer, ou d'dlhments tels que Fe, Mn et Pb (en raison de sa composition isotopique) dont la parenté magmatique semble évidente, en revanche, celle de As, V, B, par exemple,reste inconnue en l'état actuel des connaissances Avant de passer aux problèmes particuliers que pose la genèse des terres d'ombre dans le Bassit, signalons pour mémoire que BOSTROM et VALUES (1969) ont mis en évidence les corrélations positives existant entre As, V, Fe et Mn, ce qui se vérifie en partie dans le Baër-Bassit, dans la mesure où de fortes teneurs en As et V vont de pair avec les teneurs élevées en Fe et Mn qui caractérisent ces terres d'ombre Si le phénomène explosif évoqué pour expliquer l'un des stades de la genèse des terre d'ombre du Bassit (PARROT et DELAUNE-MAYERE, 1974) demeure en l'état actuel une simple hypothèse de travail que l'on est amener à rejeter faute de preuves tangibles (13), l'hypothèse que nous avions avancée sur des enrichissemnts au sein ou à l'apex de la masse basaltique ascendante, indépendamment de tout phénomène d'altération, reste un élément de discussion En effet, l'analyse des éléments majeurs et des éléments en trace de l'échantillon fournit des indications qui sont a priori en contradiction avec les faits développés précédemment Cet échantillon correspond B la bor- dure figée d'un coussin de lave du niveau supérieur A ce titre, d'après les argurnents signalés antérieurement, le phénomène de trempe auquel cette lave a été soumise et qui a figé brutalement sa bordure, permet de considérer cette bordure figée comme un témin de la nature chimique initiale de cette lave De fait, l'échantillon est de caractère fortement tholéiitique (cf analyse chimique, tableau XV ), ce que confirme les teneurs en terres rares (cf données analytiques tableau XLIII ; et courbe des teneurs ramenées aux chondrites, fig 65 et fig 113 ) La courbe des teneurs en terres rares ramenées aux chondrites confirme en outre l'absence de contamination par l'eau de mr,si on les compare B celles que ROBERTSON et FLEET (1976) donnent pour les laves altérées associées aux terres d'ombre du Troodos (cf fig 65) Or cet échantillon non altéré est précisenrment celui qui est le plus enrichi en métaux divers (cf données analytiques du tableauxvii1), (13) L'étude de détail de ces formations n'est pas suffisamment avancée pour que je puisse confirmer ou infirmer la présence de réelles palagonites dans les petits niveaux tuffacées interstratifiés dans les terre d'ombre En revanche, 1' allure bréchique de quelques-unes des formations associées aux terres d'ombre, notamment dans le cas de l'affleurement découvert en 1975 aux environs de Qara Tâté (ad-defleh) permet de poser le problème de l'existence de phases explosives Cet affleurement (cf fig 62) rappelle à bien des titres celui que ROBERTSON (1975) a décrit P Chypre, dans le secteur de Mavridhia, mais qu'il interprètre dans son optique, comme le résultat d'une bréchification consécutive B l'activité hydrothermale 3 53

165 notamment ceux (2 l'exception de Cr et Ni) dont les teneurs sont particulièremerit fortes dans les terres d'ombre Puisque nous avons vu que ni le refroidissement brutal au contact de l'eau de mer, ni l'halmyrolyse ne pouvaient entraîner ces concentrations dans une bordure figée qui d'après CORLISS (1970) ne peut être soumis à une altération deutgrique, force nous est d'admettre que ces concentrations se sont produites dans la lave avant sa prise en masse I1 s'agit là d'un point suffisamment important pour que je me peopose de le reprendre en détail dans un avenir proche 154

166 Les roches métamorphiques forment des écailles pouvant atteindre 300 mètres d'épaisseur ; elles jalonnent le contact de l'ensemble péridotitique du Baër sur des terrains volcano-sédimentaires d'âge triasico-jurassique, voire crétacé L'étude structurale met en évidence le rapport qui existe entre les phases principales de déformation et le plan de charriage des nappes ophiolitiques L'étude pétrographique montre que c'est essentiellement le volcano-sédimentaire qui a été métamorphisé dans le faciès amphibolite-schistes verts Ce métamorphisme serait consécutif à l'entraînement du matériel volcano-sédimentaire le long d'un plan de Bénioff, lors d'un phénomène de subduction Une partie des métamorphites ainsi formées aurait été arrachée à cette zone au cours du charriage des ophiolites sur la platefomie arabo-africaine LE ÉCAILLE MÉTAMORPHIQUEs (I4) introduction Nous avons vu dans le chapitre consacré 2 l'étude des péridotites, que l'unité ophiolitique du Baër repose vers le sud-ouest sur un ensemble volcano- sédimentaire, par l'intermédiaire d'une semelle métamorphique Cette semelle métamorphique se suit d'une façon relativement continue, avec une épaisseur variable (quelques mètres mètres environ ) ; elle est plus précisément développée dans d'importants massifs : celui du Djebel Gunnqourine, le plus septentrional, celui du Djebel Ayouranne au sud du précédent, et celui du Djebel Quobtora-Daouchgne, qui forme une longue écaille de 100 mètres d'épais- seur moyenne et de 3 km de long, disjointe de la masse péridotitique du Baër et scindant en deux secteurs le volcano-sédimentaire sous-jacent (14) Ce chapitre reprend in extmso l'article WHITECHURCH et PARROT (1974) ; seuls quelques points de détail ont éte ajoutes ä la conclusion Ue plus, l'étude de ces formations fait actuellement l'objet d'un travail de thèse de 3ème cycle par WHITECHURCH 155

167 du Ba'& On retrouve d'autre part cette semelle, plus 2 l'est, dans le massif métamorphique de Douzounqadi au sein de l'unité Trois autres affleurements de roches métamorphiques sont situés au sud d'un accident W -SW E-NE désigné sous le terme d'accident cassant du Baër- Bassit et qui, du village de Kesladjouq Fell^&?i celui de Qarakilissé (cf fig 66), affecte la totalité des unités de la région ophiolitique : il slagit des massifs de Mamaã, de Beit Dakhné et de Beit Baldeur description pétrographique On retrouve dans l'ensemble des massifs étudiés, les principaux faciès décrits par CHENEVOY (1959 ) : - des schistes amphibolitiques (O ii 5 m), de couleur vert foncé parfois à reflets bleutés Ils contiennent conformément h la schistosité des bancs de marbre (0,5 ii Im) à niveaux chloriteux Ils sont constitués de lits riches en actinote ii faciès prismatique, alternant avec des lits très fins ou len- tilles de quartz dentelliforme en petits grains (50 ii 100 u ), associés ii des chlorites et minéraux opaques De petits grenats de couleur rouge et de taille millémétrique sont répartis de façon isotrope dans ce faciès La présence de petits bancs 2 calcite et quartz plissés, admettant la schistosité en plan axial, indique la nature synschisteuse de la déformation Des déformations postschisteuses sans recristallisation minérale, replissent l'ensemble (kinks, plis orthorhombiques, plis cylindriques) (fig 63) Enfin des pistacites et parfois quelques actinotes recristallisent en se surimposant aux précé- dentes dgformations ; ces minéraux sont poecilitiques et conservent une schis- tosité interne, bien visible grâce P des niveaux plissotés de minéraux opaques Une analyse chimique (CHI) de ce faciès est donnée par CHENEVOY (op cit) - des calcschistes vert clair et soyeux au toucher Ils sont composés &lits de calcite alternant avec des lits de quartz associés 2 des chlorites et minéraux opaques L'échantillon w10 a été analysé - des roches très fines de couleur noire, compactes, à débit en pla- quettes La texture est nématoblastique Actinote et hornblende verte (taille avoisinant 100 à 150~)représentent 80% du volume de la roche, le reste 156

168 mtd O km I * t l l I N6ogLno Maestrichtien sup&ieur Volcano-&dimentaire triatico-jurassique Ensemble basique-ultrrbriqur a Roch m&amorphtd Cretacb Calaka du Djebel Aqraa Jurassique 1 I Morstrichtirn 1 O Fig 66 - Carte de situation des massifs métamorphiques étudiés 757

169 étant composé de petites lentilles de quartz ou plagioclases (Ano-2o), pistachite, picotite et autres oxydes De grands phénoblastes de hornblende verte parfois 1 coeur brun clair sont moulés par la schistosité Ces roches ont été décrites par CHENEVOY (échantillon CH2 reporté en analyse) comme des métabasaltes Les échantillons 5, w6 et W, ont été analysés 1 cm Fig 67 - Déformations synschisteuses et postschisteuses affectant les schistes amphiboliques des écailles métamorphiques situées au nord de l accident majeur de Kesladjouq-Fellah?i Qarakilisse - des amphibolo-pyroxénites à plagioclases, d allure gabbro ique Des lits de minéraux ferromagnésiens plisses se détachent sur un fond blanchâtre de nature feldspathique Dans les charnières des plis, témoins de déformations produites dans un milieu très plastique, les minéraux ferromagnésiens se disposent parfois en arcs polygonaux L,aspect stratifié à toutes les échelles, est troublant Sous le microscope, ces roches présentent une texture granonématoblastique et sont constituées de minéraux de taille millimétrique (jusqu h 4 millimètres) tels que hornblende verte et actinote (40%), cimentée par des plagioclases (An30-40), en grande partie transformés en Phyllites (20%) Les échantillons w8 et Wg ont été analysés Dans certaines zones, la clinozoïsite apparaît en quantité importante au détriment du plagioclase (analyse chi mique W d - associées au faciès précédent, des lentilles de grenatites d épaisseur décimétrique Elles se présentent sur le terrain comme des roches blanches 1 jaunâtres, 1 aspect de brèche Elles renferment du grossulaire (déterminé par diffractométrie, indice de réfraction et densité) en association intime avec du diopside (détermination diffractométrique) et parfois des grenats rouges dont la taille varie de 2 B 5 m

170 Les interfaces entre les cristaux sont plans, témoignant de la croissance rapide de ces grenats Ces faciès ont une minéralogie de Skarns - enfin, des cipolins Le premier type mis en évidence, contient des niveaux siliceux très intensément plissés, en plis décimétriques Le second type est un cipolin presque pur B calcite en cristaux de taille variable ; certains niveaux chloriteux soulignent les déformations qu'ils ont subies Un affleurement dont la position structurale est difficile B déterminer, montre que ce calcaire cristallin renferme de gros blocs anguleux de taille décimétrique (jusqu'à 50 em) d'amphibolites feldspathiques déjà plissées et dont les plis ne correspondent pas aux déformations subies par ce cipolin L'origine de ces blocs peut être sédimentaire, ce qui impliquerait qu'il existait des amphibolites déjà métamorphisées et plissées avant le dépôt de ces cipolins, mais aussi tectonique, l'écaillage créant un micro-mélange facilité par un matériel particulièrement incompétent L' échantillon W1 a été analysé Cette revue pétrographique permet de faire un certain nombre de remarques La série se compose de deux types de formations d'origine a priori dif- férente : présence de faciès d'origine indubitablement sédimentaire (quart- zites, cipolins, peut être certains schistes), associés 1 des roches ortho- dérivées (métabasaltes, amphibolo-pyroxénites à plagioclases, peut être certains schistes amphiboliques) Apparemment, il n'y a eu qu'un seul Episode de cristallisation méta- morphique, concomittant à la phase principale de déformation Ceci conduit B penser que le mgtamorphisme ne serait ni polyphasé ni polycyclique (15) Auncun minéral index, ni aucune paragenèse critique, susceptibles de préciser les conditions de pression et de température qui ont régné lors du métamor- phisme n' ont été observés Seule 1' association du grossulaire et du diopside des grenatites dans les amphibolo-pyroxénites B plagioclases peut "ere un indice, car elle n'apparaît en général que dans les conditions du faciès amphibolite Néanmoins, la présence de chlorites synschisteuses dans les schistes situés à la base des écailles pourrait indiquer que toutes les roches n'ont pas subi les conditions du faciès amphibolite Enfin, une rétromorphose se traduit par la transformation des plagio- clases en Phyllites et des pyroxènes en chlorites I1 faut aussi vraisembla- blement associer à cette rétromorphose la cristallisation de quartz, d'albites, de chlorites et de calcites dans les fractures ouvertes (15) Dans le cas d'un métamorphisme polyphasé, la cristallisation de tous les minéraux issus du métamorphisme correspondent à une seule phase de déformation; dans le cas d'un métamorphisme polycyclique, il existe une correspondance entre les différentes phases métamorphiques et les différentes déformations 154

171 géochimie L'étude pétrographique nous a suggéré deux origines possibles pour les faciès métamorphiques rencontrés dans les écailles infrapéridotitiques, que l'on peut chercher à confirmer et à préciser par quelques analyses Les divers résultats obtenus sur les faciès basiques ont été reportés sur le diagramme de MOINE et De La ROCHE (1968), particulièrement apte B différencier les domaines sédiment aires des domaines ignés basiques I1 s'agit du diagramme : (Al + Fe + Ti)/3 - K en fonction de (Al + Fe + Ti)/3 - Na (fig 68) Les analyses données par CHENEVOY (1959) et PIRO (1967) ont été associées aux dix nouvelles analyses reportées dans le tableau XXVII Oxyda Si03 Fez03 Ca0 Kz0 P205 Perte W O 0,38 1 0,03-16,O 55,l O O 0, ,25 Wz ,7 11,40 5,43-3,40 11,75 0,80 2,82 0, ,25 -- w * 93,OO 1,98 1,75-0,24 0,69 0,40 0,24-0,58 - w ,O0 13,80 12,55-5,96 19,70 0, ,69-1,49-45,GQ I 46,34 13,lO 11,82 13,65 I 12,55 2,80-2,69 2,61-1,56 w ,50 10,88 14,45-11, ,75 0,79 2,85-1,O7 ws ,OO 10,65 12,84-6,90 15,85 2,49 I,29 2,40-0, ,04 37,50 15,72 10, li53 0,70 I 1,65 CHi CHz 1 2 *I *I -- 10,15 11,75 7,40 4,90 6,40 4,85 0,lO 0,05 7,15 7,OO 13,45 11,60 4,05 1,OO 0,70 1,35 2,15 1,55 0,55 0,30 OJO 0,25 4,lO 11, ,70 3,80 3,05 1,35 2, ,05 0, ,30 13,lO 14, ,55 0,90 2,70 3, * Analyses nouvelles ; analyste : MONTANARI R (1974) Laboratoire de Pétrologie, Université de Nancy I (Si : spectorphotométrie : Na : absorption atomique ; autres élkments : fluorescence) ** Analyses données par CHENEVOIX (1959); analyste : ORLIAC J (1958), Clermont-Ferrand *** Analyse donnée par PIRO (1967); effectuée au Laboratoire de Petrographie de la Faculté des Sciences de Montpellier Tableau X ~ I I - Analyses chimiques des roches métamorphiques du Ba&-Bassit Sur le diagramme de la figure 68 les points se regroupent dans le domaine Na K Mis Z part les quartzites et les cipolins (légèrement magnésiens, 16% de MgO pour 55,1% de Cao) qui sont attirés vers l'origine, les autres faciès se groupent en majorité dans le domaine des roches ignées basiques et pour certaines dans le domaine des grauwackes 160

172 (Al + Fe + Ti)/3 - K A I Granite 11 Granodiorite 111 Diorite IV Gabbro v Hornblendite VI Dunite -1 O0 ir biotites 4 I Fig 68 - Diagrame de De LA ROCHE [ (Al+Fe+Ti) /3-K]f [ (Al+Fe+Ti) /3-Na] Les supposés métabasaltes (W5, W6, W7) et les amphibolites (CH3, CH5, P6) se situent dans le domaine des roches basiques au voisinage du point représentatif des gabbros dans la série ignée type de DALY L'échantillon CHI, décrit comme un schiste amphibolique a une composition basaltique, exception faite de la teneur élevée en Na I1 est donc raisonnable d'envisager une origine ortho-dérivée à partir d'un basalte ou une origine para-dérivée à partir d'un tuff 1 composition basaltique Les amphibolo-pyroxénites à plagioclases (W8, Wg) se situent dans le domaine des subgrauwackes B proximité de celui des roches ignées basiques 161

173 Elles ont une composition semblable 2 celle d'un basalte, mais une teneur plus élevée en K leur confère un chimisme à tendance dioritique En revanche, le calcschiste Wig se situe dans le domaine des grauwackes Ce caractère est confirm5 par l'étude pétrographique du fait de la présence non négligeable de quartz, chlorites et opaques B côté de la phase carbonatée En conclusion, les métabasaltes ont un chimisme de roche ignée basique, les amphibolo-pyroxénites de diorite, et les calcschistes de grauwacke analyse structurale La région du BabBassit est scindée en trois domaines tectoniquement différents Le plus septentrional est le massif calcaire du Djebel Aqraa, limité au sud parm accident coulissant important, qui le met en contact avec un ensemble de péridotites et gabbros et formations volcano-sédimentaires oìï l'on retrouve les faciès décrits précédemment Ce second domaine est fortement écaillé ; les pendages sont en moyenne de 50" vers le nord-est Vers le sud, au-delà de l'accident complexe qui s'étend de Kesladjouq Fellah (t-senübariyeh) à Quarakilissé, les écailles volcano-sédimentaires et métamorphiques ont une orientation différente (sensiblement est-ouest) définissant ainsi le troisième domaine structural Les écailles métamorphiques qui se situent au contact de la masse des harzburgites serpentinisées du Baër, sont nettement plus dêveloppées dans les massifs septentrionaux et leur relation tant avec les harzburgites qu'avec les formations volcano-sédimentaires sous-jacentes, sont nettement plus claires que dans le domaine méridional Une zone de serpentinites à débits schisteux (dix mètres) contenant des masses ovoïdes de harzburgites serpentinisées, délimite le contact entre formations métamrphiques et péridotites sus-j acentes (contact supérieur) Le passage avec la série volcano-sédimentaire (contact inférieur) se fait par l'intermédiaire d'une zone à structure schisteuse (cinq mètres) dans laquelle on observe des dléments de la série sous-jacente (fragments de radiolarites, de calcaire et de roches volcaniques) 7 62

174 Aucune structure d'ensemble n'a été reconnue, l'allure des micro-plis, les niveaux repères (quartzites et cipolins) et les critères de polarité n'ayant apporté aucun argument décisif L'étude des microstructures a montré l'existence des déformations synschisteuses ; les plis des lits à calcite et quartz dans les niveaux schis- teux (reconnus localement), admettant la schistosité dans leur plan axial, en sont les seuls témoins Ce plissement se fait suivant une direction N 120" 2 N 130", définissant ainsi les axes de la première déformation visible dans les massifs septentrionaux Des déformations post-schisteuses sensiblement homoaxes des précédentes ont déformé les microcharnières décrites plus haut et la schistosité qui leur est associée Le report sur canevas de SCHMIDT (fig 69) (hémisphère inférieur) de mesures systématiques de plans de schistosité, montre que dans les massifs septentrionaux, cette schistosité est replissée suivant une direction N 140"E Cette direction est celle de la déformation postschisteuse P2 Le report identique de mesures d'axes de microcharnières appartenant aux déformations postschisteuses, laisse apparaytre une dispersion des axes, à partir de la direction N 340" E, sur un cône dont l'axe varie de N 170" E fi N 330" E, correspondant sur le terrain à des plis amples cylindriques I1 s'agit de la dernière déformation P3 L'importante marge d'erreur donnée dans les direc- tions des différentes phases est une conséquence de la méthode statistique employée et des nombreuses variations locales En conclusion, il semble que, pour les massifs septentrionaux ; l'on puisse distinguer trois phases : - Pl, d'axe N J20" E - N 130' E, synschisteuse - P2, d'axe N 130" E - N 140" E, postschisteuse - P3, d'axe N 370" E - N 110" E, postschisteuse Sur le massif de Beit Baldeur, situé au sud de l'accident Kesladjouq Fellah - Quarakilissé, les déformations synschisteuses n'ont pas ét6 observées; le report des axes de microcharnières correspondant aux déformations post- schisteuses, montre l'existence de deux familles d'axes, la première N 340' et la seconde N 30" E On constate en première approximation que la phase principale synschis- teuse présente des axes de plis perpendiculaires au sens du charriage des nappes péridotibgabbroïques et parallèles à des directions que l'on observe dans le volcano-sédimentaire (au moins pour les massifs septentrionaux) Ceci laisse a priori supposer l'existence d'un rapport de cause à effet entre ces phénomènes I1 faut toutefois souligner que la déformation synschisteuse subie par ces métamorphites s'est effectuée à un niveau structural assez E 7 63

175 I64

176 profond pour engendrer des plis anisopaques sous une charge et une température importante qui rendent compte des paragenèses observées En revanche les phases postschisteuses n'exigent pas les mèes conditions, pas plus d'ailleurs que les déformations observées dans la série volcano-sédimentaire sous-jacente, qui se sont nécessairement produites B un niveau structural supérieur A Chypre, LAPIERRE, MERCIER et YERGELY c1974) ont montré que le domaine métamorphique est structuralement différent du domaine volcano-sédimentaire et plutonique ; les mesures effectuées par ces auteurs dans le volcano-sédimentaire ont donné trois phases de déformations d'axes respectifs N 120' E, N 60 E, N 360 E, alors que les déformations observées dans le matériel amphibolitique ont des axes N 87' E pour la déformation synschisteuse, N 87' E et N 16Q0 E pour les déformations postschisteuses Ceci laisserait supposer, soit que les rapports entre les pgridotites et leur semelle sont différents suivant les régions étudiées, soit qu'en Syrie sur le front occi- dental du Baër, le sens du charriage originel est différent de celui que l'on observe actuellement Ceci pourrait être évidemment dû?i la tectonique post- nappe, notarmnent celle qui est responsable de l'important écaillage qui affecte l'ensemble de la région Si l'on ne peut pas a priori exclure le caractère fortuit de l'homoaxie entre la phase synschisteuse et la première phase postschisteuse, cette homode en deux points distants de la région est troublante et semble bien en fait être liée, comme on peut l'observer dans le Bhr-Bassit 2 la mise en place tectonique des nappes, ce qui est en tout cas indubitable pour la première phase postschisteuse conclusions HESS (1955), De ROEYER (1957) et ROST (1959) considéraient les assemblages ophiolitiques comme des portions de croûte océanique mises en place tectoniquement sur une croûte continentale Dans un article récent, MESORIAN (1973) a montré que tous les asemblages ophiolitiques de la Méditerranée orientale, y compris le Troodos comme l'ont mis en évidence BIJU-DUYAL et al (1974) et RICOU (1974), sont allochtones Ces assemblages ophiolitiques présentent en général 1 leur base un ensemble de roches gtamorphiques ; ces ensembles ont été signalés dans le 165

177 Pinde septentrional, Grèce (BRU", 1956 ; PARROT, ) dans le massif de Kemer, Antalya, Turquie (JUTEAU, ), B Chypre dans les nappes de Mamonia (LAPIERRE et PARROT, 1972 ; LAPIERra, ), dans le Bà&-Bassit, Syrie (CHENEVOY, 1959 ; LAPIERRE et PARROT, I972 ; WHITECHURCH et PARROT, 1974), en Iran, à Neyriz (RICOU, ) et en Oman (REINHARDT, 1969 ; GLENNIE - et al, 1974) Ils ont également été étudiés dans des zones plus internes de la même région, B savoir dans les Dinarides (RAMPNOUX, 1970 ; PAMIE, 1972), en Grèce dans l'île d'eubée (PARROT et GUERNET, 1972) et en Othris (HYNES, 1974a) et dans les nappes lyciennes (De GRACIANSKP, 1972) Ces roches métamorphiques sont caractérisées d'une part par la constance des faciès rencontrés déf iniss ant cet te association (schistes amphiboliques, amphibolites, ca lc- schistes, quartzites et cipolins), d'autre part, par la nature de leur métamorphisme qui va du faciès schistes verts au faciès amphibolite, enfin par leur position constante en écailles infrapéridotitiques (type I) Elles se distinguent de celles que l'on rencontre dans un deuxième type, celui des schistes à glaucophane et minéraux de haute pression, dont la répartition mondiale a été dressée par ERNST (1972) et que l'on retrouve pour la Méditerrange orientale, en Yougoslavie, en Crète, en Turquie septentrionale, pour la plus grosse partie, et en Turquie méridionale, en Lycie, enfin, plus B l'ouest en Corse et dans les Alpes franco-italiennes (type 11) Ce dernier type semble plutôt lié, en Mésogée orientale, à des zones de mélange ophiolitique qu'l des écailles infrapéridotitiques Les différences structurales et génétiques entre ces deux types font actuellement l'objet d'une note 2 paraître (PARROT et WHITECHURCH, 1976) Dans la région du Baër-Bassit, le deuxième type n'est pas représenté En revanche, le développement d'écailles de type I est important DUBERTRET (I 953) considérait les ensembles de roches métamorphiques du nord-ouest de la Syrie comme un des substratum des "roches vertes", et CHENEYOY (1959) pensait pour sa part qu'elles étaient d'âge précambrien Pour ces auteurs, les roches métamorphiques auraient été mises à jour par un jeu de failles verticales ayant surélevé le secteur oriental par rapport au secteur occidental Le caractère tectonique des contacts est beaucoup mieux défini dans l'étude de RAZMIN et KULAKOV (1968) et la nature tangentielle des contacts de l'unité péridotitique du Baër a été relevkpar PIRO (1967) LAPIERRE et PARROT (1972) ont précisé la disposition en écailles de l'ensemble des unités du Bas si t En analysant en détail la totalité des types constitutifs des écailles infrapéridotitiques du Ba%-Bassit, on constate que leur origine estpro vm6e ssdimentaire (cipolins, quartzites, calcschistes et schistes amphibolitiques), pro parte ignée basique (métabasaltes, amphibolo-pyroxénites B plagioclases) ; 366

178 on peut également noter que ces roches ont été déformées et métamorphisées en une phase majeure, aucun épisode métamorphique n'étant lié aux déformations tardives I1 est difficile dans ces conditions d'imaginer pour leur origine et mise en place, l'écaillage d'un massif métamorphique polycyclique, semblable par exemple à celui qui a été décrit en Iran par SABZEHEI (1974) De plus, si cette hypothèse peut dans certains cas rendre compte des relations qui peuvent parfois exister entre ophiolites et métamorphites, il est exclu qu'un tel modèle puisse s'appliquer aux ensembles métamorphiques du Ba%- Bassit et à ceux de la plupart des régions voisines I1 faut en effet expliquer la constance et la similitude des faciès rencontrés dans toutes les écailles métamorphiques de ce type : car en effet, dans le cas d'un écaillage de croûte sialique, il est difficile d'admettre que la mise en place des ophiolites se soit invariablement produite sur un ensemble métamorphique dont la composition serait comme par hasard toujours la même Par ailleurs, nous avons montré (WHITECHURCH et PARROT, 1974) que les faciès lithologiques rencontrés dans les métamorphites du Ba&-Bassit correspondent mutatis mutandis à ceux de la série volcano-sédimentaire tectoniquement associée, come dans de nombreux autres massifs ophiolitiques de Méditerranée orientale, aux écailles péridotito-gabbro'iques Ainsi par exemple, les radiolarites et les cherts semblent être à l'origine des quartzites dont le litage est identique, les calcaires jurassiques et notamment ceux du Trias à celle des marbres dont la texture est similaire (présence de concrétions siliceuses dans les deux cas), et les différentes coulées volcaniques à celle des II métabasaltes" L'origine océanique de telles séries étant connue, il est raisonnable de penser que les métamorphites du Baër-Bassit et celles de nombreux autres massifs, associées à des assemblages considérés comme des fragments de croûte océanique, soient le résultat d'un métamorphisme s'exprimant sur ces séries Si dans de nombreux cas, les métamorphites associées aux assemblages ophiolitiques proviennent bien du métamorphisme de séries volcano-sédimentaires s'étant fordes dans des conditions similaires, 2 savoir en milieu océanique supra-crustal, il n'y a alors rien d'étonnant à ce que les faciès rencontrés dans les écailles infrapéridotitiques de divers massifs soient pratiquement identique s Il convient à présent d'analyser le phénomène responsable de la transformation du matériel volcano-sédimentaire Je rappellerai seulement pour &mire que, dans le cadre de l'hypothèse des Pluto-volcans (ROUTHIER,1946 ; DUBERTRET, 1953 ; BRU", 1956 ; AUBOUIN, 1959 ), on avait envisagé que les métamorphites situées sous les complexes ophiolitiques fussent le produit d'un métamorphisme de contact (RAMPNOUX, 1970) ; l'hypothèse des pluto

179 volcans étant abandonnée depuis l'apparition de la tectonique globale, une telle interprétation tombe d'elle-même D'un autre côté l'origine volcanosédimentaire du matériel métamorphique permet d'exclure ou pour le moins de minimiser tout autométamorphisme affectant tout ou partie de la croûte océanique (GREEN et RINGWOOD, 1967 ), voire mhe un processus de type hydrothermal et dynamique s'effectuant en-dessous de la ride par suite d'une fracturation transversale de celle-ci (BONATTI et al, 1975) I1 reste donc h envisager que le métmrphisme se produise, en relation avec la mise en place des ophiolites, soit directement, soit antérieurement ZIMERMA" (1969) avançait le résultat d'un dynamométamorphisme lors du charriage des nappes par gravité, phénodne auquel pourrait s'ajouter l'effet d'une conservation de chaleur fortement hypothétique par le lambeau de croûte océanique charrié (WILLIAMS et SMITH, 1973) Si au moins le premier volet de cette hypothèse peut effectivement rendre compte de la formation des schistes verts, et accessoirement de schistes bleus, notamment lorsque des phases fluides interviennent dans ce modèle, la surpression tectonique ne me semble pas suffisante pour foruer les amphibolites profondes et amphibolopyroxènites: On pourrait bien siìr admettre que ces derniers termes puissent provenir d'un écaillage des niveaux antérieurement métamrphisés dans la croûte océanique selon l'hypothèse proposée par GREEN et RINGWOOD (1967 ) ou BONATTI et al(1975) ; mais dans ce cas, il faudrait faire appel B la conjugaison de deux modèles génétiques différents, ce qui est possible, mais rend plus difficile 1 expliquer d'une part les concordances structurales que présente l'ensemble de tous les types constituants les semelles métamorphiques, et d'autre part, l'absence dans les amphibolites et amphibolo-pyroxénites de phases de déformation antérieures h celles que l'on observe dans les schistes DEWEY et BIRD (1970) envisageaient que les formations volcano-sédimentaires océaniques soient métamorphisées en faciès amphibolite schistes bleus, lorsqu'elles se trouvaient engagées dans une zone de subduction J'ai récemment envisagé une hypothèse similaire pour expliquer la formation (cf fig IZJ), à partir d'un m2me matériel, des amphibolites et schistes verts du nord-ouest syrien (PARROT, 1976) I1 est possible d'expliquer (PARROT et WHITECHURCH, 1976) comment un &me phénomène peut selon les cas fournir des schistes bleus ou des schistes verts ; nous avons en effet montré que la nature du matériel obtenu dépendait essentiellement de la vitesse de subduction (cf fig 70 a et b) ; les amphibolites et schistes verts se formeraient 5 vitesse lente, celle-ci étant réalisée lorsque deux plaques océaniques s' affrontent 766

180 o sooo loo-- Zoo ' O 0 - U schistes verts A champ des températures B 103,7 Man pour une vitesse de subduction de 1 cmfan schistes bleus \, -0 40OU \ aooo ' $ P BOO champ des températures B 10,8 M an pour une vitesse de subduction de 8cm/an, ; Fig 70 - Conditions théoriques de formation à partir du matériel volcanosédimentaire du métamorphisme amphibolite-schistes verts (a) ou du métamorphisme amphibolite-schistes bleus (b), dans une zone de subduction

181 Les derniers termes métamrphiques formés, c'est à dire ceux qui occupent une position haute dans la zone de subduction avant que ne démarre l'obduction de la croûte océanique sur la croûte continentale, seraient arrachés à cette zone lors du charriage des nappes ophiolitiques, selon un schéma qui sera développé 2 la fin de la quatrième partie de cet ouvrage r-

182 Les plagiogranites du Baër-Bassit recoupent les peridotites et les termes de base de la série gabbroïque litée En raison de leur position un phénomène de différenciation des horizons supérieurs de la chambre magmatique ne peut expliquer leur genèse Ces roches pourraient en fait provenir de magmas formés aux dépens du matériel volcano-sédimentaire engagé dans une zone de subduction, lors des frictions qui se produisent entre deux plaques lithosphériques océaniques LES PLAGIOGRANITES introduction Quelques affleurements de roches claires et fortement quartziques recoupant le matériel ultrabasique et basique de l'unité du Bassit ont été déjà signalés (DUBERTEET, 1953 ; KAZMIN et KULAKOV, ; PIRO, 1967) Les relations avec l'encaissant ont d'ailleurs été décrites avec soin par PIRO (op &t) ; ces roches forment des filons subverticaux recoupant les cumulats péridotitiques, plus rarement la zone de passage des péridotites aux gabbros ; les filons deviennent plus nombreux dans les hrizons supérieurs où, en s'anastomsant, ils peuvent former dans l'unité du Bassit aux environs d'oum Chorte (1-fediyeh) de véritables petits massifs couvrant une superficie de plus de 2 hectares De plus, cet auteur a bien souligné la position préférentielle de ces roches dans l'unité ultrabasique o3 elles peuvent être en relation SOUvent étroite avec les filons gabbroïques pegmatoïdiques verticaux décrits plus haut, leur position accessoire dans les termes gabbroïques de base, et le fait qu'elles semblent inconnues dans les termes gabbro'iques sommitaux, c'est 2 dire ceux qui assurent la transition aux dykes diabasiques d'abord épars puis coalescents du complexe filonien Ainsi, la position de ces roches quartziques diffère notablement de celle qu'elles occupent généralement dans les assemblages ophiolitiques (COLEMAN et 771

183 PETERMAN, 1974), notammnt en Méditerranée orientale (MESORIAN, 1973), ce qui implique donc une histoire génétique particulière sur laquelle je reviendrai dans la conclusion pétrographie Tous les échantillons récoltés sont caractérisés par leur forte teneur en quartz (44 151%) et en feldspaths ( %), et de faibles proportions en minéraux ferro-magnésiens (3% environ) ; on observe par ailleurs une teneur relativement élevée en minéraux accessoires (1 2 3% de sphène et titano-magnétite) La taille des grains est faible (0,05 à 0,2 mm, pour 1 mm en moyenne); la structure est généralement micro-grenue aphanitique, et l'on rencontre localement des structures micro-pegmatitiques graphiques Le quartz est xénomrphe ; on observe des individus engrenés de taille et de contour variables qui moulent les feldspaths et pénètrent localement leurs zones corrodées ; le quartz peut aussi être en association étroite avec les feldspaths lorsque la structure graphique et micro-pepatitique apparaît Le feldspath est essentiellement automorphe à subautomorphe ; la teneur en anorthite peut être variable (de 10 à 45%), mais elle se cantonne généralement à la limite albite-oligoclase De l'orthose apparaît occasionnellement Le minéral ferro-magnésien est en général une hornblende verte fréquemment chloritisée ; on observe parfois un peu de clinopyroxène augitique, souvent en voie d'ouralitisation PIRO fop cit ) signale de plus la présence d'un peu de biotite, minéral que je n'ai personnellement par retrouvé Quelques plages sont riches en épidote (zdisite principalement) mais leur pourcentage à l'échelle de l'échantillon n'excède pas 5 à 6% Au titre des minéraux accessoires, on peut tout d'abord signaler un peu d'apatite et de zircon en mini-prismes (jamais plus de 0,2%), mais en fait on observe surtout du sphène en grosses sections formant dans la roche quelques agrégats, et de la titanomapétite et/ou magnétite ; signalons encore quelques cristaux de rutile, de pyrite et de calcite secondaire 3 72

184 De nombreuses variations par rapport aux pourcentages fournis par ce que l'on peut considérer comme un échantillon-type se manifestent, soit de filon 2 filon, soit au sein même d'un filon Ainsi, des roches holoquartziques contiennent-elles jusqu'à 92% de quartz, la fraction minérale restante étant surtout représentée par des minéraux ferro-magnésiens abondamment chloritisés A l'inverse, on trouve des termes plus riches en minéraux ferro-magnésiens et dont les plagioclases indiquent parallèlement une plus forte teneur en anorthite Pour PIRO (op cit), ces roches correspondraient b des termes de transition entre les plagiogranites et les filons gabbro'iques subverticaux recoupant les péridotites dans des zones plus basses structuralement chimisme Le caractère évolué des magmas qui sont à l'origine de la formation de ces roches leucocrates ressort de l'étude géochimique Ainsi l'indice de solidification de ces roches est-il inférieur à 20 ; il est d'ailleurs comparativement plus faible dans le massif du Troodos 06 il est toujours inférieur à 10 (indice calculé d'après les analyses chimiques de WILSON, 1959 ; BE&, J960 ; BEAR et MOREL, 1960, reprises par MOORES et VINE, 1971) Les analyses chimiques (cf position des Echantillons analysés sur la carte de la figure 71) reportées dans le tableau XXIX montrent la richesse des roches quartziques en silice et en Na20 et la faiblesse des teneurs en MgO, Ca0 y K20 y et accessoirement en Fe203 et Feo La coupe de la figure 12 montre la position relative des échantillons analysés Le report des points correspondants sur les diagrammes triangulaires des figures 73 et 74 semble indiquer que les tems les plus évolués rencontrés dans la région ophiolitique du BaërBassit correspondent aux zones les plus élevées qu'ils occupent Les filons recoupant les cumulats péridotitiques sont en effet moins quartziques et moins leucocrates, et la teneur en anorthite normative y est plus forte 173

185 o Volcano-sédimentaire / Contact volcano-sédimentaire/ assemblage ophiolitique a Laves en coussins et complexe filonien Gabbros lités Péridotites feldspathiques Alternance Iherzolites/gabbros pegmatoïdiques Cumulats péridotitiques Massif plagiogranitique 0 Filon de plagiogranite A' Pendage du filon 774 Fig 71 - Position géographique des plagiogranites analysés

186 P _ (a) Si02 A1203 Fe203 Fe O MnO Mgo C a0 Na20 K2 Ti02 p2 5 H2 0' HZO O <O 05 O O 76 o 20 O 05 O 55 o O O 55 <O 05 o o o1 O O 16 O 16 n d nd nd O o 97 O 62 n d Total Si02 &2'3 Fe203 Fe O MnO Mg0 C a0 Na20 K20 Ti02 '2'5 %O+ H2 O O 18 O 66 O 05 O O 77 o 20 O o O o O nd nd nd nd Q Or Ab An Cor CC CPX OPX Ma Ilm Cb O O Tableau XXIX - Analyses chimiques des plagiogranites du Bassit Analystes : (a) in PIRO (1967) (b) Lab Pétrologie, Univers de Nancy (1976) zt - Fe203 calculé selon la formule de HUGUES et HUSSEY (1976), Fe O /Fe203 + Fe0 = 0,

187 sw NE Nahr Sareuh Aratch O - O 1 km a,f' Gabbros,ités Alternance Iherzolito-gabbroi'que Péridotites Fig 72 - Coupe schématique de l'unité basique-ultrabasique du Bassit illustrant les relations des plagiogranites avec leur encaissant I1 y aurait donc un enrichissement progressif en silice et en soude lorsque l'on passe des horizons inférieurs aux horizons supérieurs, ce qui pourrait s'expliquer par la formation de poches magmatiques au niveau de la zone de passage entre les péridotites et les gabbros, au toit desquelles se produirait une accumulation préférentielle des éléments les plus magmatophiles, et dont l'alimentation se ferait par le réseau filonien que l'on observe dans les cumulats péridotitiques sous-jacents ; il faut d'ailleurs noter que c'est au sommet des poches plagiogranitiques que l'on rencontre les termes holoquartziques Le rapport entre ce réseau filonien à roches leucocrates à mésocrates, et moyennement quartziques, et les filons gabbrdiques qui percent àpeu près au même niveau les cumulats péridotitiques me semble difficile à établir, car en fait, la géométrie du réseau plagiogranitique diffère de celle que présentent les filons gabbrolques plus ou moins rodingitisés que d'ailleurs il recoupe parfois I1 faut enfin faire remarquer que par rapport aux trondhjemites du Troodos, la teneur en anorthite normative est toujours sensiblement plus forte; ceci permet de penser que dans ce massif, il y a eu une poursuite de l'évolution magmatique qui va peut être de pair avec une plus grande importance du 176

188 8 BAER-BASSIT O TROODOS PI /,-,- P 176 -I / ' A B Ca Fig 73 - Répartition des plagiogranites sur les diagrammes triangulaires AFM et Na-K-Ca sodiqu L Ab' Ne' a - \ - o' Fig 74 - Position des plagiogranites analysés sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-01'-Q (IRVINE et BARAGAR, (1971)

189 cheminement (mais il est également possible de renverser cause et effet), ou avec le plus grand développement des poches magmatiques où se concentrait le matériel trondhjemitique, lui permettant ainsi de poursuivre plus avant son évolution discussion Les roches leucoquartziques associées aux ophiolitiques ont été interprétées comme des fins de différenciation de l'appareil ophiolitique (WILSON, 1959 ; THAYER, 1963) ; cette interprétation repose notamment sur le fait que ces roches ne recoupant pas le substratum des nappes ophiolitiques, elles ne peuvent être postérieures à la mise en place de ces nappes, et sur le fait que, bien qu'étant parfois reprises en inclusions tectoniques dans les serpentines (IWAO, 1953 ; SAW, 1975 ), elles ne traversent que très rarement les u1 trabas i tes COLEM et PETERMAN (1974) estiment que, en raison de l'extrême faiblesse des teneurs en K20 qui confère à ces roches un caractère igné, il est possible de rejeter une origine purement somatique Ceci les conduit à différencier les roches leucoquartziques associées aux ophiolites qu'ils désignent comme pzagiogranites, des tonalites et trondhjemites sensy, stricto, roches mé t asoma tiques des domaines continent aux On peut en effet constater que les plagiogranites du Troodos par exemple sont pauvres en Rb et Sr et que leur rapport Rb/Sr est faible, ce qui les rend comparables aux roches ophiolitiques en dépit de leur excès en Si02 ; cette observation semble confirmée par l'anomalie négative en Eu que présentent les courbes de TR (KAY et SENECHAL, 1976) I1 faut toutefois faire remarquer que Rb et Sr sont également faibles dans les tholeiites d'arcs insulaires En fait, on ne sait pas pkbcis&"t si les plagiogranites représentent une partie essentielle de la croûte océanique, ou s'ils correspondent à des conditions spéciales se produisant pendant la constitution de cette croûte Ainsi, pour COLEMAN et PETERMAN (up &e) leur formation serait fonction du taux d'expansion, ce médio-océaniques CA" qui expliquerait leur apparente rareté dans les rides (1976) s'appuie d' ailleurs entre autre sur cette absence, pour estimer que nombre d' assemblage ophiolitique ne correspondent

190 pas réellement 1 des morceaux de croûte océanique engagée dans un processus d' expansion, mais au contraire B des formations primitivement situées dans des arcs insulaires Les plagiogranites se placent généralement dans les horizons supérieurs de la série des cumulats, plus précisément sous le complexe filonien diabasique, ce qui conduisait d'ailleurs ALLEGRE et al (1973) à concevoir dans leur modèle la formation en continu d'une "couche trondhjemitique" ; on les retrouve dans cette position par exemple 2 Terre-Neuve (CHURCH, 1972) ou dans les régions plus proches du Vourinos (MOORES, 1969) et du Troodos (BEAR,1960 ; GASS, 1967 ; MOORES et YINE, 1971) Or, dans le Ba&-Bassit, ces roches occupent une position différente, puisqu'elles sont structuralement plus profondes Dans ce cas, la présence de plagiogranites dans les péridotites et à la base des gabbros, montre bien qu'ils sont au moins postérieurs 5 la genèse des horizons cumulatifs constituant l'assemblage ophiolitique Ceci les différencie 1 première vue des formations leucoquartziques qui font apparemment suite aux granophyres et diorites quartziques comme par exemple dans le Troodos, voire dans le Yourinos, et qui pourraient donc correspondre dans ces cas à des fins de différenciation des horizons supérieurs de la chambre magmatique Mais j'ai pu constater au cours de l'été 1976 que, dans le Troodos même, si des plagiogranites se développent effectivement dans les horizons supérieurs des séries cumulatives, il n'est pas rare de rencontrer des filons recoupant les péridotites comme dans le BhpBassit Une origine per descensm 2 partir des magmas apicaux étant exclue pour de simples raisons dynamiques et gravifiques, il faut bien admettre que la présence de plagiogranites en position basse implique pour ces filons des conditions de mise en place différentes de celles qui découlent d'une fin de différenciation au sommet de la chambre magmatique J'ai envisagé, au cours de l'étude des formations diabasiques (cf première partie, chapitre 3), que la croûte océanique puisse suhir des fracturations et des écaillages en relation directe avec les tensions qu'impose le processus d'expansion ; à la faveur de ces déformations, des injections pourraient dventuellement traverser à tout niveau des portions de croûte océanique ; mais, si ce phénomène peut B la rigueur expliquer la formation de dykes diabasiques dont le matériel d'origine n'est qu'en cours de cristallisation et qui peut ainsi être expulsé sous l'effet de contraintes, il est plus difficile d'envisager ce processus pour les plagiogranites qui impliquent une forte différenciation ne pouvant s'effectuer dans ces conditions On peut en revanche admettre qu'un phihomène de subduction puisse être directement responsable de la formation de magmas plagiogranitiques en raison

191 des frictions qui se produisent entre les dew plaques lithosphériques au dépens, du matériel engagé sur le plan de Bénioff ; et dans ce cas, ce sont d'ailleurs les matériaux les plus acides qui sont mobilisés les premiers Or, l'existence d'une telle zone de subduction B déjà été envisagée pour expliquer la transformation du volcano-sédimentaire en métamorphites (cf PARROT, et chapitre précédent) Ce même volcano-sédimentaire pourrait également être le matériel d'origine des plagiogranites qui traverseraient ainsi les termes de la portion lithosphérique chevauchante Nous retrouvons ici un argument supplémentaire pour estimer que si la plupart des termes qui forment l'assemblage ophiolitique du Ba&-Bassit peuvent correspondre?i une portion de croûte océanique formée lors d'une phase d'expansion, cette croûte a été engagée ultérieurement dans un processus de sub duct ion Si l'origine de tous les plagiogranites s'intègre dans un schha de ce type, il reste B expliquer pourquoi dans les massifs voisins, ces roches se placent 1 un niveau qui a conduit à les comprendre dans les horizons supé- rieurs fortement différenciés de la chambre magmatique où se forment les cumulats El faut donc admettre, soit que l'origine des plagiogranites est compo- site, ces roches pouvant alors indiffèremment provenir d'une différenciation des niveaux supérieurs de la chambre magmatique ou d'injections liées I une subduction, soit que des venues exclusivement issues de la zone de subduction se fassent pièger 1 différents niveaux de l'édifice océanique Dans cette dernière optique, au Troodos par exemple, la seule discontinuité entre les cumulats et la carapace lavique, pourrait présenter un obstacle suffisant 1 la progression des magmas plagiogranitiques qui s'emmagasineraient 1 ce niveau ; ce schéma ne semble pas totalement satisfaisant dans la mesure où les plagiogranites sont suceptibles de dépasser ce niveau, notamment en Corse (OHNENSTETTER et OHNENSTETTER-CROCHEMORE, 1975) où ils recoupent en filons des laves en coussins I1 semble bien dans ces conditions que les plagiogranites associés aux assemblages ophiolitiques puissent présenter des modalités génétiques différentes, les filons qui recoupent les péridotites du Bazr-Bassit pouvant être consécu- tifs à la subduction qui affecterait dans ce secteur la croûte océanique 7 bo

192 CONCLUSIONS L'assemblage ophiolitique du Baër-Bassit est constitué par des tectonites harzburgitiques (restites et/ou cumulats ultérieurement défomés),des cumulats péridotitiques parfois entièrement recris tallisés ainsi que les gabbros qui leur font immédiatement suite, des gabbros lités, des dykes essentiellement diabasiques recoupant isolément les gabbros dans les horizons inférieurs pour devenir coalescents dans les niveaux supérieurs et former un véritable complexe filonien, et deu niveaux de laves en coussins, l'un, inférieur, tholéiitique et directement lié au complexe filonien, l'autre supérieur, hypertholéiitique et discordant sur les deux formations antérieures ; à ce dernier niveau de laves sont associées des formations argileuses magnésiennes fines décrites à Chypre sous le terme de "terres d'ombre'' Cet assemblage correspond au front des nappes ophiolitiques charriées au cours du Maestrichtien vers le sud sur la plate-forme arabo-africaine Les contacts tangentiels de l'unité du Ba& sont soulignés par la présence d'une semelle métamorphique infrapéridotitique pouvant atteindre 300 mètres d'épaisseur, et dont le matériel d'origine proviendrait des séries volcano-sédimentaires plissées qu'elle chevauche, ces séries ayant été transformées dans des conditions de faciès amphibolite-schistes verts L'btude pétrographique et géochimique de l'assemblage ophiolitique du Ba'&-Bassit a lllontré qu'il s'apparente étroitement aux massifs voisins du Hatay et du Troodos avec lesquels il a dû former antérieurement un seul et même ensemble ; 1'apparEenance B ce &e ensemble des massifs ophiolitiques situés plus au nord en Turquie paratt vraiseuhlable ; c'est en tout cas ce qui ressort de l'hypothèse avancée par RICOU et: al (1975)

193 L'assemblage ophiolitique du Ba'&-Bassit serait lié 2 la fomation d'une croûte océanique, la croûte téthysienne, engagée dans un processus d' expansion relativement lent (1 B 3,5 dan) La majeure partie des dykes constituant le complexe filonien et les niveaux inférieurs de laves en coussins proviendraient directement de cet épisode En revanche, le niveau supérieur des laves en coussins n'appartiendrait pas 1 propreslent parler au processus d'expansion; il correspondrait soit 1 la phase terminale du fonctionnement de la ride, soit au déhut de la phase de compression, yoire mage au début d'une subduction affectant la croûte océanique Les plagiogranites qui recoupent les péridotites et la base de la série gabbrdique litée, proviendraient du fonctionnement de cette subduction qui induit le charriage ultérieur des ophiolites sur la plate-forme arabo-africaine Ce m&ne mécanisme provoquerait le métamorphisme d'une partie des séries volcano-sédimentaires qui se forment pendant l'expansion lorsque celle-ci se trouve engagée le long du plan de subduction ; les métamorphites ainsi formées seraient partiellement arrachées P cette zone lors du charriage de la croûte océanique sur la plate-forme

194 DEUXIÈME PARTIE le volcano-sédimen taire

195 Come je l'ai d6jd signale' dans les chapitres prdce'dents, les temes de l'assemblage ophiolitique sont compris dans des deailles reposant, notamment dmrs le secteur oriental, sur une sdrie volcano-se'dimentaire pzisse'e ; celle-& a été faillde, deras& et Zamine'e au cours du charriage nord-sud de l'ensemble par dessus le Djebel Aqraa (cf troisisme partie, chapitre 31 Le voleano-se'dimentaim est d 'age triasieo- jurassique, pro parte, cre'tace' ; il renferme deau niveaux de formations effusives : l'un est d'2ge triasique supérieur, l'autre serait fini- jurassique Je déerirai tout d'abord succintement Zes formations se'dimentaires, r&mw"s L'e'tzde ulte'rieure de &tail aux dem niveaux volcaniques

196 LE DIME MENTA IRE elul-ci fait actuellement l'objet d'un travail de tase entrepris par ma collègue Mireille DELAUNE-MAYERE ; aussi n'en dirais-je que les quelques traits dominants qui me permettront de replacer dans un tout cohérent, les formations effusives étudiées dans les deux chapitres suivants Les termes les plus anciens sont datés du Trias supérieur (Carnien- Norien) ; il s'agit d'une formation en bancs calcaires sublithographiques riches en Halobies et Daonelles ; l'épaisseur de ces bancs varie entre 5 et 30 cm ; les joints sont parfois marneux, parfois gréseux (grès à plantes en bancs de 1 B 5 cm d'épaisseur) Ces termes néritiques se trouvent par exemple à Barhtche Rhâz, à F3qi Hassane (&kh hasan) et 2 Youmoujak ; leur épaisseur globale n'excède pas 70 mètres ; ils passent latéralement B des faciès péla- giques sans niveaux argilo-gréseux (par exemple : formation triasique de Troundjé (em t-tayür) et de Gueuk rarh) C'est à ces formations que sont associées les manifestations volcaniques les plus anciennes rencontrées dans la région Ce fime volcanisme est également lié àun autre type de formation cal- caire, formant généralement de grandes masses en position de horst ceinturées par les venues volcaniques ; il s'agit d'un calcaire blanc ou rosâtre, souvent riche en filaments et concrétions siliceuses ; la datation est dans ce cas moins précise, les filaments pouvant se rencontrer dans des formations lia- siques I1 n'y a 1% a priori aucune contradiction avec la datation carniennorien du premier volcanisme, des fragments de roches volcaniques &tant parfois repris dans ces masses calcaires : toutefois, le fait que du

197 J + Ø A : AK : BOH : BR : FH : GD : H : KG : KJ : m : 9 : JM : Arabli Kin el Kebiré Beït Ouéli Hassané Barhtché Rhfz Fâqi Hassané Gueuk Dâhr Habich ki Kara Godja Kandel Jouk Mazraâ Qarann koul Serskiet Mchayekh Tou rkmânnl i Q Maestrichtien supérieur e Sénonien inférieur - Turonien? Cénomanien - Barrémien e limite Crétacé sup/crétacé inf 6 Albien - Aptien 9 Néocomien Q Limite JurassiqueCrétacé tj Malm T : o- Dogger Tr : Troundjé p Lias y : Youmoujak fi Trias supérieur Z : Zaïtoundjik 1 b6 Fig 75 - Position géographique des sites datés du volcano-sédimentaire

198 volcanisme ceinture occasionnellement ces formations peut laisser supposer que les premières manifestations volcaniques du Baër-Bassit s'étendent peut-être dans le temps jusqu'au Lias, voire au début du Dogger Cette formation cal- caire à filaments et concrétions siliceuses que nous désignons localement sous le terme de "Beit Ouéli Hassanien" ou BOH, rappelle à plus d'un point de vue le gisemnt de Pétra tou Romiou décrit P Chypre par LAPIERRE et ROCCI (1970) Elle se retrouve en de nombreux points du Ba&-Bassit : tout d'abord bien entendu dans le gisement type de Beit Ouéli Hassan (bët hasin) et tous les pointements satellites, mais également dans le sud de la région ophioli- tique, notamment aux environs du village de Serskiet Mchayekh Faisant suite aux alternances calcaires à Halobieslgrès P plantes, on observe une importante séquence pélitique Celle-ci peut soit passer latéra- lement au Beit Ouéli Hassanien, soit le recouvrir Les séries pélitiques ren- ferment de nombreux niveaux gréso-manganésifères et quelques autres gréseux et h stratification entrecroisée dont l'épaisseur croît lorsque l'on se dirige vers le sud de la région ; ces bancs qui n'ont que de 5 à JO mm dans le nord, atteignent 4 P 5 cm dans le centre, pour 50 cm à 1 mètre tout P fait au sud ; cette variation, l'augmentation du nombre des bancs gréseux lorsque l'on se dirige vers le sud et la disposition des figures de charge dans ces bancs, semblent indiquer que le sens des apports détritiques s'est fait pendant cette période du sud vers le nord I1 est difficile d'attribuer avec précision un âge 1 cette formation dont l'épaisseur moyenne est de 10 h 20 mètres au nord contre 50 B 100 mètres au sud Toutefois, sa position au-dessus des calcaires h Halobies permt d'attribuer au Lias le début du dépôt Les séries pélitiques se formeraient pendant la quasi-totalité du Jurassique Les séries qui suivent les pélites sont essentiellement représentées par des cherts ; le passage se fait par l'apparition d'abord sporadique de lits de cherts dans les pélites, les lits de cherts dominant progressivement l'ensemble de la séquence Cette zone de transition ainsi que la série des cherts proprement dite renferment quelques petits niveaux de calcaire présen- tant parfois une microfaune Le passage pélitelchert est ainsi daté de la fin du Malm ou de la limite Jurassique/Crétacé (séries P Calpionelles de Mazraâ C1-mazrarah), Kandel Jouk (qandzl) Les cherts couvriraient le Crétacé inférieur (cherts barrémiens d' Arabli à Hedbergelles) exemple, cherts à alvéolines des environs d'arabli) et le Cénomanien (par Les derniers termes du volcano-sédimentaire sont représentés par les séries cherto-gréseuses peu épaisses des environs de Kara Godja (bet e&$&) ; leur âge est turonien (alvéolines) 183

199 FACIÈS CRETA& SUPERI EU R SENONIEN TURONIEN CENOMA NlEN ALBIEN APTIEN (( Képirien)) BARREMIEK CRETACE INFERIEUR N EOCONl EN ((Tourkmdnnlien)) ((Beit Ouéli Hassanien)) TRIAS SUP NORIEN CARNIEN volcanisme triasique ((Beit Ouéli Hassanien)),\*- phonolites et trachytes radiolarites compactes série téphrito-lamprophyrique Y& IZZI calc graveleux [1113 calc 2 Daonelles et Halobies B intercalation calcaire 3 L- formation bréchique à ciment calcaire série calcaro-gréseuse de Képir grès à stratifications entrecroisées cherts alternance pé1 to-cherteuse Fig 76 - Succession stratigraphique synthétique des formations du volcano-sédimentaire

200 Outre le Beit Oudli Hassanien, de nomhreuses variations latérales de faciès peuvent être observées Ainsi, dans la région même de Beit Oudli Hassan (bët hash), on rencontre une série de calcaire graveleux de 2 à 3 mètres d'épaisseur, datée du Dogger que l'on retrouve aux environs du village d'habichki (l-habigih) (calcaire à pseudocyclamines), mais qui n'est jamais compris dans la séquence p6litocherteuse contemporaine ; c'est sur cette série calcaire que reposent, dans ces deux régions, des laves en coussins téphrito-basanitiques, 2 ciment souvent calcaire, correspondant 2 la base de la série volcanique alcaline qui se développe dans les secteurs de Tourkmânnli(tam%nah), QarannkoÛl (l-berkäh) et Za'itoundjiq (zaytüneh) ; nous verrons plus loin que cet épisode alcalin est d'8ge vraisemblablement jurassique supérieur Cet épisode est d'ailleurs difficile 2 dater avec plus de précision dans la mesure où ce ne sont ni des pelites ni des cherts avec leurs minces passées calcaires qui lui sont associés, mais un ensemble de 50 mètres environ d'épaisseur farmé par une alternance de jaspes compacts avec ou sans radiolaires en bancs centimétriques à décimétriques Un autre passage latéral est représenté par une formation calcaro-gréseuse, bien développée à Képir, et que pour cette raison je désigne sur le terrain sous le terme de "Képirien" ; cette formation d'une dpaisseur de 50 mètres, voire plus, jalonne sur plus de trois kilomètres le contact sud du Ba& amphibolo-péridotitique sur le volcano-sédimentaire D'après les fossiles rencontrés (Orbitolines, Nautiloculines), cette formation calcaro-gréseuse serait d'âge aptien, voire albien Bien que le Képirien fasse partie intégrante du volcanosédimentaire, il avait été jusqu'à présent interprété par DUBERTRET (1953) et KAZMIN et KULAKOV (1968) comme "blocs exotiques" ramonés lors de l'épanchement ophiolitique, ou plus simplement transportés au sommet de 1' assemblage ophiolitique lors de sa mise en place, le volcano-sédimentaire triasico-jurassique étant considéré comme la partie sommitale de cet assemblage C'est également cette interprétation gui avait été proposée par ces mêmes auteurs, pour une importante formation bréchique à ciment calcaire et fragwnts regroupant la plupart des termes volcano-sédimentaire ; elle ne fait donc pas à proprement parler du volcano-sédimentaire ; elle est d'âge sénonien inférieur ou moyen (Heterohelicidae et Pithonelles) ; on peut l'observer dans les environs du Buyuk Pinar (sin el-kebire),arabli et nqui Hassane (&:ëe hasan) ; elle traduit 1 mon sens le début du démantellement du volcano-sédi- mentaire par suite des mouvements de compression qui pourrait affecter la croûte océanique dès cette époque La figure 76, sans tenir compte des épaisseurs réelles, montre comment s'étagent dans le temps les principales formations du volcano-sédimentaire

201 DELAUNE-MAERE et PARROT (1976) ont montré que le volcano-sédimentaire du nord-ouest syrien correspond à une série continue s'étageant du Trias supérieur au Turonien, les apports gréseux et les niveaux de calcaires remaniés présents à tout niveau indiquant la proximité de la plate-forme 190

202 LE VOLCANISME TRIASIQUE description de terrain Aux calcaires pélagiques à Halobies et niveaux gréseux sont associées quelques coulées volcaniques Ce meme volcanisme forme par ailleurs des paquets de laves en coussins qui sont alors en relation avec des formations calcaires BOH (cf chapitre précédent) ; ces calcaires B filaments qui renferment de nombreuses concrétions siliceuses et fragments volcaniques semblent être toujours en position de horst, ceinturés par les laves en coussins Une relation semblable a été décrite par MARCOUX (1976) dans les nappes d'antalya où elle met en jeu les maes formations Ce style tectonique en "touches de piano" serait pour cet auteur, le signe d'une phase distensive qu'il corrèle à l'ouverture de 1' océan téthysien

203 description pétrographique Le volcano-sédimentaire renferme des niveaux tuffacés, vitreux et tuffoclastiques, contenant dans une matrice zéolitisée et chloritisée des fragments où l'on retrouve de la hornblende, un peu d'augite titanifère et des minéraux opaques baignant dans un verre où apparaissent des fantômes feldspathiques ; on y observe également des coulées pouvant atteindre une trentaine de mètres d'épaisseur, coulées présentant souvent l'amorce de structures en coussins et de véritables pillows ; ces laves en coussins sont constituées par environ 45% au maximum de plagioclases An 60, parfois de grande taille (plus de 3 u), souvent fortement chloritisés et séricitisés ; 32% d'augite parfois titanifëres en petits cristaux subautomorphes se plaçant dans le réseau dessiné par les lattes feldspathiques, ou en plages xénomarphes et poecilitiques, selon la structure rencontrée qui peut être ophitique, intersertale ou hyaloophitique ; 4% d'ilménite et 18% de verre partiellement remplacé par un fin &lange de chlorite et d'épidote Ces termes sont souvent très altérés et l'on n'y observe plus que des fantômes feldspathiques, des hornblendes vert pâle, et de petits minéraux opaques laissant diffuser des halos ferrugineux dans un verre totalement chloritisé ; de plus, les amygdales sont nombreuses et renferment de la calcite et un mélange d'albite et de zéolite tapissant les parois ; de nombreuses veinules de calcite recoupent alors les échantillons Notons que de nombreux termes spilitisés ont été observés, ainsi que quelques échantillons renfermant des plagioclases plus alcalins (An 50, voire moins) I92

204 transgression post-nappe volcano-sédimentaire O laves fraîches 0 laves altérées nota : les échantillons 72038, (o) et 72046, (O) sont situés 2 l est du secteur cartographié m termes gabbroi ques et effusifs de l assemblage ophiolitique péridotites métamorphites infrapéridotitiques substratum calcaire du Djebel Aqraa Fig 77 - Position géographique des laves triasiques analysées 193

205 chimisme La carte de la figure 77 montre où ont été prélevées les roches volca- niques triasiques analysées Ici encore se pose le problème des teneurs initiales du Fe203 de ces roches Si dans le tableau XXX, la détermination des minéraux virtuels a ét6 faite pour une teneur fixe en Fe203 de 1,5% (PARROT, 1974b), celle-ci semble un peu faible au regard des données que fournit le tableau XXXI Cette sous- estimation initiale fait dans quelques cas apparaître un caractère sous-saturé qui ne correspond pas 2 l a nature originelle de la roche:le diagramme de la figure 78 illustre ces quelques différences En revanche, cette distorsion n'a pas ou peu d'influence sur la suite des autres diagrammes utilisés Comme ceux-ci le mntrent, les roches volcaniques triasiques sont dans l'ensemble assez comparables au niveau inférieur des laves en coussins liées au complexe filonien, analogie qui ressortait déjà partiellement de l'étude minéralogique Les diagrammes des figures 80 et 81 et surtout le diagramme oxydes/indice de solidification de la figure 82 illustrent bien les caractères communs à ces deux groupes de laves I1 faut cependant souligner un certain nombre de différences ; elles apparaissent dans les diagrammes d'irvine et BARAGAR (1971), notamment dans celui de la figure 79b ; on constate en effet que, bien que presque tous placés comme les laves en coussins ophiolitiques du niveau inférieur dans la branche sodique du diagrame Or-An-Ab', les points correspondants aux échan- tillons triasiques ont tendance B se rapprocher davantage du pôle Ab' Cette tendance va de pair avec celle que fournit le diagramme Ti02/P20,; en effet, la disposition des points sur ce diagramme (cf fig 83) indique une légère différence de répartition entre d'une part, les laves triasiques, d'autre part l'ensemble de toutes les laves en coussins liées au complexe filonien, qu'il s' agisse du niveau inférieur ou du niveau supérieur Ceci est dû, pour le volcanisme triasique, 2 une plus grande teneur en Tio2 (déjà observable sur le diagramme de la figure 82) et à une plus grande teneur corrélative en P205 I94

206 gchantlllon5 TYPE5 ÉCHANTILLONS TRANSFORMES : AhOs Fea03 Fe0 MnO MgO Ca0 NaeO KIO TIOZ P?Oj COL HO+ Hs0- Total - sie, AliOi FepOa Fe0 MnO MgO Ca0 Na20 KzO Ti08 PlOE H10+ HzO- - Or Ab A" Cor Neph zc Pyr Ma Ilm 2 Cb (4) (6) (7) (7) (4) CI) (4) (8) (10) nd nd 014 nd nd ] , nd SO S O nd nd O } (8) (3) (3) (2) (5) (8) (8) (8) (8) o BO o I6 I 86 nd 081 } I o : I u O W ~ ~~ ~ ~~ li nd X3: 1 ;:Bi o2 n 51 47R Tableau XXX - Analyses chimiques des laves triasiques Analystes: (2) Lab de Spectrographie, ORSTOM-Bondy (1972) + Lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1972) pour CO2 ; (3) Lab de Spectrographie, ORSTOM-Bondy (1972) + Lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (4) CRPG - Nancy (1973) ; (5) CRPG - Nancy (1973) + lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1973) pour Fe0 et CO2 ; (6) CRPG - Nancy (1973) + lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1973) pour Fe0 et CO2 + BRGM - Orléans (1974) pour P205 ; (7) CRPG - Nancy (1973) + BRGM - Orléans (1974) pour P205 ; (8) Lab de Spectrographie, ORSTOM-Bondy (1973) -+ Lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (10) CRPG - Nancy (1974) + BRGM - Orléans (1974) pour p205 * 195

207 Neph Diop o1 HYP 0 échantillons types a Bchantillons altéres 0 position pour une teneur en Fe,O,calculée maximum Fig 78 - Répartition des laves triasiques sur le diagramme et TILLEY ) selon les teneurs en Fe203 calculées \ Ab' Ne' Fig 79 -Position des laves triasiques analysées sur les diagrammes 3 96 triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-Ol'-Q' (IRVINE et BARAGAR )

208 (1) (899) (2) o 2 o I o 20 2 o (3) ( 4) (5) (6) (804) o 25 2 o o Tableau XXXI - Teneurs en Fe203 des laves triasiques à l'analyse et selon différents coefficients de correction Teneur à l'analyse après élimination de CO3 Ca Teneur d'après THOMPSON et al (1972) Teneur d'après IRVINE et BARAGAR (1971) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Tio2 Teneur d'après LE MITRE (1976) calculée en fonction de SiO2, Na2O et K20 Teneur d'après HUGUES et HUSSEY (1976) 797

209 72047 Pig 80 - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves tri as ique s 15 - Ca0 a e l5ieao 10 - O O O O I O O O I A1203 Échantillons frais 0 Complexe filonien 0 Échantillons transformés 6: Laves du niveau inférieur I 148 Fig 81 - Répartition des laves triasiques sur les diagrames CaO/Na20 + K20 et CaO/A1203

210 m M IO " <:(--* _-,_,2?:9-000 oo o o Ca0 ao Na2 O K2 O c7- E'" >, ' O O o 0 0 O 0 -" '? ---+ o >\o > - -/' % / 0 O Ti02 o o * o O0 o ' /---*',,y< -> 0 SI (MgO x loo/fe,o, + Fe0 +MgO +Nq O + K,O) Echantillons frais \-/ Complexe filonien o Echantillons transformés ::' Laves du niveau inférieun O O Fig 82 - Distribution des éléments majeurs des laves triasiques en fonction de l'indice de solidification

211 Nous verrons dans le quatrième chapitre de cette deuxième partie (comparaison entre les quatre familles volcaniques de la région ophiolitique du Baër-Bassit) les quelques dosages en terres rares obtenus sur une lave triasique (cf tableau XLIII) ; la courbe correspondante (teneurs en terres rares ramenées aux chondrites ; cf fig 113) indique un léger enrichissement en terres légères, les teneurs en terres rares moyennes et lourdes entrant dans le domaine tholéiitique En fait, l'enrichissement discret en terres rares légères n'indique pas nécessairement que l'échantillon analysé appartienne au domaine calco-alcalin (avec tout ce que ce terme implique actuellement au point de vue génétique), MONTIGNY (1975) ayant montré que les dolérites du Yourinos et quelques basaltes océaniques peuvent présenter des courbes de ce type Dans ces conditions, les laves triasiques correspondraient bien à une série tholéiitique bien que présentant, parallèlement h leur spilitisation, une légère tendance alcaline qui les différencie quelque peu du niveau inférieur des laves en coussins ophiolitiques 1 o P2 05 % Manifestations effusives triasiques 0 Laves du niveau inférieur v Laves du niveau supérieur A O O A v OV O o OV O O O Ti02 % Fig 83 - Position des laves de l'assemblage ophiolitique laves triasiques sur le diagramme Ti02/P205 et des 200

212 distribution des Cléments (I 6, Les données analytiques font l'objet du tableau XXXII Les teneurs en B vont de pair avec 1epourcentage relativement élevé en plagioclases ; il en va de même pour Y et les minéraux opaques Cr, Ni, Zn et Y sont en quantité comparable avec celle enregistrée dans les dykes du complexe filonien et les laves en coussins inférieur de l'assenr blage ophiolitique Zr est toutefois plus élevé, ce qui doit être mis en relation avec la présence occasionnelle de sphène dans les laves triasiques L'abondance en Sr et Ba souligne soit la légère tendance alcaline de cet ensemble tholéiitique, soit le caractère primaire de la spilitisation de quelques-uns de ses terms A l'exception de ces termes spilitisés, la distribution des éléments en trace semble confirlner le rapprochement que l'on peut faire entre le volcanisme triasique et les laves en coussins ophiolitiques du niveau inférieur corrélations entre éléments Sur les tableaux de la figure 84, il apparaît un groupement Cr, Ni, Ca,Hg (et accessoirement Zn) pour les augites, et une association Fe, Ti, Mn, Cu pour les titano-magnétites Ce groupe se rapproche du complexe filonien et des laves en coussins du niveau inférieur pour le comportement de Cu qui appartient B l'association Ti, Mn, alors qu'il se lie B Ni, Cr dans les gabbros, (16) Ce paragraphe et le suivant sont repris de la note PARROT et YATIN- PERIGNON (1 974) 20 7

213 (o al 3 CT 4 I4 Fc u (o al rl (o 9) rl 2 % z s of a (o al Fc u c al (o u!i!i ri!al (o aj 3 CT rl al 1 CT al a (o aj M a!=a I H ö i 3 a al rl &I 2 202

214 El \I CnrrCletionr voritiver I pour WU^ un ~ e ~ de i l pour un seuil de 01 pour un seuil de 0005 pour CorrClatianr n+ggativer pwur seuil de 0W5 seuil de 002 seuil de 01 Fig 84 - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les laves triasique s 203

215 les dykes diabasiques recoupant isolément les gabbros lités, les laves en coussins du niveau supérieur et, nous le verrons plus loin, l'ensemble alcalin du vo lcano-s édimen t aire L'association Ti, P, Zr traduit la présence d'un peu d'apatite et de sphène, Ti et Zr pouvant rentrer accessoirement dans les ferro-magnésiens I1 parait difficile d'analyser le comportement de B et V ; quant BY, ses valeurs sont trop souvent inférieures 2 la limite de détection des appareils utilisés discussion sur la genèse des laves triasiques J'avais envisagé (PAFU OT, 1974a et b) que les roches volcaniques tria- siques fussent comagmatiques des termes inférieurs du volcanisme ophiolitique, ce qui laissait supposer que le processus d'expansion responsable de la formation des différents termes de l'assemblage ophiolitique, avait au moins débuté dès cette époque I1 me semble en fait plus raisonnable de concevoir ce volcanisme, en raison même de la structure en horst et graben des for- mations sédimentaires auxquelles il est associé, comme le témoin dvne phase d'ouverture affectant la bordure septentrionale de la plate-forme araho-dri- caine (thème qui sera repris et développé dans la quatrième et dernière partie de cet ouvrage) Des propositions semblables ont été faites pour un matériel volcano-sédimentaire B peu près comparable, dans les régions voisines de Chypre et d'antalya (LAPIEES33 et ROCCI,1976) et de l'0thris (HYNES et al, 1972) ; mais, dans ces trois cas, le volcanisme y est nettement plus alcalin Je ne pense pas qu'il y ait une contradiction entre le fait que le volcanisme soit ou non tholéiitique (on retrouve d'ailleurs B la mhe époque à Chypre des traces de volcanisme tholéiitique, par exemple 5 Pétra tou Romlou), des zones en voie d'océanisation récente telles que la Mer Rouge, renfermant conjointement volcanisme tholéiitique et volcanisme intermédiaire (TREUIL et YARET, 1973) Si le volcanisme carnien-norien correspond bien 2 des manifestations associées à une fracturation de la plate-forme arabo-africaine, le problème du début de l'expansion océanique qui lui fait suite demeure a pkori Pour 204

216 LAPIERRE et ROCCI (1976), cette expansion (qu'il s'agisse de mer marginale ou d'océan proprement dit) se produirait pendant le Crétacé Ceci suppose toutefois un temps de latence entre la fracturation et le début de la formation de la croûte océanique téthysienne qu'il ne m'est pas possible de retenir dans la mesure OC j'interprète (cf chapitre suivant) le volcanisme finijurassique de la région du Baër-Bassit comme une manifestation volcanique intra-plaque océanique Dans ces conditions, si le processus d'expansion n'a pas vraiment débuté au Trias terminal, il faut en tout cas qu'il se soit au moins produit au début, voire au milieu du Jurassique, ce qui implique que, même en appliquant théoriquement un taux d'expansion lent de 1 cm/an, le bassin océanique ainsi crée' ait une largeur minimale de 1000 à 1200 km, ce qui semble a priori exclure l'hypothèse d'une formation des ophiolites de Méditerranée orientale dans une mer marginale 205

217 206

218 L'ensemble volcano-sédimentaire du Baër-Bassit comprend un niveau volcanique peralcalin dont l'âge serait fini-jurassique début crétacé I1 est associé à des jaspes compacts 9 radiolaires Cet ensemble volcanique particulier est interprété comme le résultat d'une manifestation volcanique intra-plaque océanique LE VOLCANISME ALCALIN JURASSIQUE introduction Le volcanisme alcalin, sous saturé ou non, forme un ensemble plus ou moins continu de direction NNW-SSE, directement chevauché par l'écaille ultra- basique du Ba'& ; on peut suivre cet ensemble sur plus de 8 km, depuis le village de Filîq (Falaq) au nord, jusqu'au hameau Beit Cheik Ouéli (Bët e&&$) au sud, en passant par les villages de Qarannkoûl (l-berk'ah) et de Tourkmannli (Tdma h ) ; c'est dans ce dernier secteur que la séquence alcaline est la plus complète, ce qui m'avait amené dans un article récent (PARROT, 1974c ) à centrer sur cette région l'étude du volcanisme alcalin I1 faut également signaler un autre important affleurement équivalent h 2 la formation de Tourkmânnli (Tazma ) ; il est situé au sud d'un accident majeur de direction ouest-sud-ouest est-nord-est qui scinde en deux secteurs l'ensemble ophiolitique du nord-ouest syrien ; il s'agit d'une bande de 3 km de long que l'on peut suivre des environs de Beit Mounla MahmoÛd (l-mahmüdiyeh) B ceux de Kara Godja (Bet es-:ë&) en passant par Za'itoundjiq (ZaytÜne h' ) Comme je l'ai déjà signalé plus haut, les formations volcano-sédimentaires du Bagr-Bassit, a fortiori celles que l'on rencontre dans les régions désignées ci-dessus (cf carte de la figure 85), ont été jusqu'ã prgsent considérées comme faisant partie intégrante de l'assemblage ophiolitique (DUBERTRET, 1953; A 207

219 Volcano-sédimentaire type Tamimah (Tourkmânnli) Roches basiques et ultrabasiques Contact chevauchant des unités basique -ultrabasiques Contact chevauchant du volcano sédimentaire sur les écailles péridotitogabbroiques ccident cassant majeur (Beit Mounla MahmoÛd) - O 1 km Bët e: Zeh_ (Kara Godja) Fig 85 - Localisation du volcano-sédimentaire renfermant des séries alcalines 20 b

220 PIRO, J967 ; KAZMIN et KULAKOY, 1968) ; dans le cadre de cette hypothèse, elles représentaient la partie supérieure de cet assemblage De plus, dans le même ordre d'idée, des affleurements de phonolite dont un pointement a fourni en datation absolue (K/Ar sur le feldspath potassique) un âge de 122 millions d'années (KAZMIN et KULAKOY, op dt ) ont été interprétés pour cette raison comme des cheminées de microsyénite néphélinique dans l'ensemble volcano-sédimentaire, voire même dans les péridotites (en fait, ces affleurements situés au milieu des roches ultrabasiques sont toujours placés dans des contacts tectoniques) Nous verrons plus loin que ces "cheminées" correspondent en fait au niveau supérieur de l'ensemble effusif alcalin dilacéré par la tectonique cassante post-nappe ; nous avons déjà vu plus haut que le volcano-sddinmentaire ne participe pas à la définition de l'assemblage ophiolitique, le volcanisme alcalin n'étant pas plus lié à cet assemblage que les manifestations effusives triasiques étudiées précédemment succession stratigraphique des termes rencontrés h Gne coupe ouest-est d'un ou deux compartiments de Tourkmânnli (Tamyma ), relativement moins affecté par la tectonique ambiante (fig 86 et 87) montre quelle est la superposition des types pétrographiques qui définissent, dans ce secteur, le volcano-sédimentaire La coupe débute par une séquence radiolaritique reposant directement sur les péridotites sous-jacentes à la faveur d'un contact anormal relati- vement plat Sur ces radiolarites compactes d'une vingtaine de mètres d'épais- seur apparaît une importante coulée de phonolites dont l'épaisseur est extrê- mement variable ;toujours présente (on peut la suivre de façon continue, si l'on tient compte des nombreux rejets tectoniques), elle peut avoir 2 m Zi 40 m d'épaisseur dans les cas extrêmes Une nouvelle séquence radiolaritique de quelques mètres la surmonte Lui fait suite une épaisse couche (15 B 20 mètres)de brèches volcaniques 2 éléments trachyto-phonolitiques et surtout monchiquitiques Enfin, 1 'ensemble est couronné par une importante série de monchiquites en pillow-lavas que traversent, notamment à proximité du contact

221 bët Gabbros lités et dykes doléritiques Péridotites serpentinisées et serpentinites Roches métamorphiques Brèche tectonique 9 éléments calcaires divers Série basanito-lamprophyrique Brèche volcanique à éléments lamprophyriques Radiolarites et cherts de Tourkmannli Série phonolito-tinguaïtique Volcano-sédimentaire triasico-jurassique de Beit Ouéli Hassan Fig 86 - Cart5 géologique du secteur de Tourkmânnli (Taminiah) brèche volcanique-monchiquites, quelques filons trachyto-phonolitiques Cette série de mnchiquites d'une vingtaine de mètres d'épaisseur, voire plus, n' est pas homgène ; la taille des coussins est variable, mais elle tend à légèrement décroître dans les niveaux supérieurs ; ceux-ci sont d'ailleurs constitués par une basanite à augite titanifère Aprês un bref passage radiolaritopélitique, on atteint le contact des péridotites sur l'unité volcano-sédimentaire ; ce contact est jalonné parfois par une mince couche amphibolitique et par de nombreux éléments calcaires recristallisés que l'on retrouve souvent sous forme de ciment dans les dernières couches de laves en coussins 270

222 h La série de Tourkmknli (Ta&ma ) correspond en fait au flanc inverse d'un pli couché dont on retrouve le flanc normal plus au nord, dans la région h de Qarannkoûl (1-berka ) En témoigne notamment la direction des queues de h pillow dans les séries de mnchiquites de Tourkniànnli (TamTma ), inverse de celle que l'on observe dans le secteur de Qarannkoûl, où l'on remarque par ailleurs dans le Djebel Filiq, la présence de xénolites naonchiquitiques Cfie; 95) repris dans l'importante coulée phonolitique qui fome le sommet de cette crête Enfin, l'âge de la base de cette série peut être défini dans la région de Beit Ouéli Hassane (Bet hasin), par les relations qui existent entre les titano- augitites et une barre calcaire du Jurassique moyen (fig 88) La succession stratigraphique normale (cf fig 89), s'établit donc de la faeon suivante, soit de haut en bas : - radiolarites, - phonolites, - radiolarites, - monchiquites, - basanites P augites titanifères, - calcaire du Jurassique moyen description pétrographique Deux ensembles de roches effusives ont été définis dans la colonne stra- tigraphique de la figure 89 : un ensemble basanito-lamprophyrique et un en- semble phonolito-tingua"ltique L'ensemble basanito - lamprophyrique 11 s'agit d'un ensemble de roches mésocrates, voire mélanocrates, se présentant sous la forme de venues successives de laves en coussins séparées par des niveaux bréchiques d'importance variable Les coussins du niveau inférieur sont pris dans un ciment calcaire recristallisé ; les coussins du niveau supérieur sont jointifs ou baignent dans un ciment argilo-chloriteux 3 nombreuses esquilles pyroclastiques 271

223 L :m m 3 U m u - o, n I- P- m n a, -- m UI w 212

224 w z c - E E? % al - U i- - C w 9" - al L 'I VI i- al - al n J E O z E O O cv 213

225 ensemble f série lamprophyro monchiquiti - radiolarites brèche volcanique / coulées trachytophonolitiques j monchiquites i I quer --- basanites r 2o - 71 O calcaire jurassique moyen Fig 89 - Colonne stratigraphique synthétique de la formation de Tourkmânnli 214

226 Au point de vue pétrographique, tous les termes rencontrés dans cet ensemble, sont caractérisés par une teneur élevée en clinopyroxène qui se présente le plus souvent en phénocristaux automorphes ;le clinopyroxène est une augite titanifère dans les premiers niveaux de laves en coussins ; il est également titanifère, mais présente aussi une tendance aegyrinique dans les niveaux supérieurs lamprophyriques On note de plus la présence quasi-constante d'analcime qui peut être décelée par les rayons X lorsqu'elle ne forme pas au sein du verre des plages nettement différenciées Les feldspaths sont généralement alcalins (sanidine et/ou albite) ; s'il s'agit de plagioclases, ils sont peu basiques (An 10-20) ; toutefois, quelques échantillons, notamment dans les niveaux de base, renferment du labrador (An 55-60) Signalons enfin que cet ensemble ne contient pas ou peu d'olivine qui, lorsqu'elle est présente, est de toute façon toujours entièrement transfode en carbonate et/ou montmorillonite Les types pétrographiques de 1' ensemble basanito-lamprophyrique peuvent être répartis en deux séries qui correspondent d'ailleurs à une différence de position relative dans la colonne stratigraphique (fig 89) Ces roches mésocrates principalement formées de cristaux d'augite automorphes à subautomorphes peuvent être réparties, selon la taille et l'agencement des grains pyroxéniques, en deux types distincts, cette distinction ne recouvrant cependant pas une différence pétrochimique évidente Dans un cas, les augites se présentent sous forme de petits prismes de 0,2 5 0,3 mm dessinant une structure de type intersertal fin, dans l'autre, les augites sont de plus petite taille et ont une forme de microlites plus ou moins aciculaires définissant une structure plus fluidale, parfois radiaire ; dans ce second cas, on note quelquefois la présence de phénocristaux de clinopyroxène dont la taille est d'environ 1 à 2 mm Dans les méats que laisse l'agencement pyroxènique, des plages analcimiques et quelques feldspaths? alcalins surtout, cristallisent dans un verre généralement chloritisé Les lattes plagioclasiques dont la taille évolue entre 0,1 et 0,2 mm, sont soit fréquemment albitisées, soit complètement ZJ 5 15

227 altérées, ce qui ne permet que rarement de se faire une idée précise de leur teneur en anorthite On observe également un peu de biotite, plus rarement quelques aiguilles de hornblende brune rappelant les barkévicites (amphiboles sodiques) que l'on retrouve dans les termes lamprophyriques,et qui forment le plus souvent au sein de la roche des bouffées denses de quelques millimètres de diamètre de cris- tallites amphibolitiques enchevêtrés ; on note aussi la présence de minéraux opaques (magnétite, parfois hématite) de petite taille et relativement peu abondants, exceptionnellement celle de petites aiguilles d'augite aegyrinique Signalons enfin que l'on rencontre aussi un peu de sphène et d'apatite, et plus rarement des pseudomorphoses de phénocristaux d'olivine automorphe Dans l'ensemble ces roches peuvent être considérées come des Augitites, ce qui est surtout valable pour les termes contenant des lattes labradoritiques peu ou non albitisées Ces termes passent très occasionnellement à des niveaux ankaramitiques sans analcime - Cependant, les termes latitiques à sanidhe (et/ou albite) et oligoclase (An 12-An 16) peuvent être considérés comme des téphrites analcimiques (des termes holoplagioclasiques sont également présents) Je donnerai ici 2 titre d'exemple, deux analyses modales moyennes des types les plus représentatifs : Augitite : - 48% d'augite titanifère (2Yz : 46'), - 12% de plagioclases (An60), - 29% de verre (analcimique?), - 5,5% d'analcime en plages différenciées, - 5% de minéraux opaques, - 0,5% d'apatite (plus sphène accessoire) Téphrite 2 analcime : - 39% d'augite titanifère, - 27% de feldspaths (sanidine + oligoclase), - 30% de verre analcimique, - 4% de minéraux opaques De plus, les échantillons récoltés sont souvent riches en amygdales 2 bordure chloriteuse, remplies de calcite et plus rarement de zéolites (thomsonite et parfois scolécite déterminées par diffractométrie) ; ces amygdales peuvent aller jusqu'2 représenter plus de 10% de la lame mince, ce qui modifie d'au- tant les analyses modales moyennes données ci-dessus 216

228 la hé& E hphophym-mandúqkiquue Elle caractérise en principe les niveaux supérieurs de laves en coussins, mais des terms de la série précédente peuvent aussi bien se placer 2 ce niveau I1 est a priori assez inhabituel de rencontrer des termes lamprophyriques sous forme de laves en coussins comme c'est le cas ici, et cependant les coussins qui formnt à ce niveau des coulées de quelques mètres d'épaisseur et dont le diamètre évolue entre 50 cm et I m (fig go), sont bien constitués par des roches à structure lamprophyrique où les minéraux fémiques présentent deux générations distinctes : phénocristaux idiomorphes de quelques millimètres, visibles 1 l'oeil nu (la taille des cristaux de barkévicite et d'augite atteint parfois &me I à 2 cm, voire 3 à 4 cm pour la biotite), et microlites également automorphes nageant dans un verre analcimique (fig 91) Si l'on observe toujours dans la pâte analcimique des microlites d'augite et de barkévicite, et des phénocristaux d'augite, on enregistre de nombreuses variations portant notamment sur la présence ou l'absence de lattes feldspathiques, sur la présence ou l'absence de phénocristaux de barkévicite, sur la présence ou l'absence de biotite en phénocristaux ou en microlites Le tableau XXXIII rend compte des variations minéralogiques observées au sein de la série lamprophyro-monchiquitique (3) + (4) (I) termes monchiquitiques à biotite (2) termes monchiquitiques sans biotite (3) termes moins fréquent, type fourchite (4) terme de passage aux augitites Tableau XXXIII - Variations minéralogiques au sein de la série lamprophyrique du Ba'èr-Bassit 217

229 Fig 90 - Lave lamprophyrique en coussins (SW de Qarannkoul ; dessin d'après photo) nota : l'altération fait ressortir la disposition concentrique des amygdales (1) ; le ciment (2) est ici constitué par un mélange de calcite et de chlorite 27 b Fig 91 - Lam rophyre afeldspathique idessin d'après photo ; échantillon 710g5j 1 - phénocristal d'augite titanifère ; 2 - zone en voie d'ouralitisation ; 3 - phénocristal de barkévicite ; 4 - cristal de barkévicite B coeur d'augitique ; 5 - augite ; 6 - barkévicite ; 7 - magnétite ; 8 - verre

230 Le clinopyroxène se présente en porphyroblastes de quelques millimètres ou en petits cristaux dans la pâte I1 s'agit d'une augite légèrement titanifère présentant des zones aegyriniques situées soit au coeur soit B la bordure de grands cristaux souvent maclés et zonés Outre l'habitus constant en petites aiguilles et/ou en petits prisms trapus subautomorphes pris dans la pzlte, la barkévicite s'observe également en phénocristaux trapus de même taille que les phénocristaux augitiques, fréquenunent en agrégats avec le pyroxène ; ces agrégats peuvent aller jusqu'à former dans la roche de véritables nodules de 3 à 4 cm et plus ; l'échantillon analysé correspond B l'un de ces nodules On note de plus une intercroissance fréquente de l'augite et de l'amphibole ; la barkévicite se développe souvent autour d'un prisme d'augite, mais l'inverse se produit 6galement ; ces porphyroblastes contiennent aussi de nombreux granules de magnétite qui tendent à se disposer 2 l'interface des deux espèces minérales constitutives ; deux, trois, voire quatre anneaux de fins granules de magnétite peuvent ainsi se développer au sein d'un &e cristal lorsque celui-ci est formé de plusieurs zones concentriques de nature différente On retrouve aussi de la magnétite dans le verre,soit en petits grains arrondis, soit en gros cristaux automorphes enclavant occasionnellement de petits grains pyroxéniques ou amphiboliques L' apatite, automorphe, s'observe fréquemment et l'on note quelquefois la présence de grands cristaux de sphène idiomorphes La biotite, lorsqu'elle est présente, forme des cristaux automorphes, soit en grandes plages pouvant couvrir la quasi-totalité de la lame mince, soit en petites lattes accompagnant les aiguilles de barkévicite ; elle est alors souvent chloritisée Le feldspath, lorsque les échantillons en contiennent, apparaît soit de façon confuse dans le verre, soit en lattes bien individualisées ; il s'agit le plus souvent d'albite et/ou d'oligoclase, mais on observe également des lattes de sanidine Enfin, on note aussi 1 ce niveau, des pseudomorphoses d'olivine automorphe entièrement transformée en montmorillonite De plus, comme dans les échantillons de la série précédente, ceux de la série lamprophyro-monchiquitique renferment souvent, quoiqu'en moindre proportion, de nombreuses amygdales calcitiques ou zéolitiques Le tableau XXXIY comprend quelques analyses modales moyennes des principaux types observés 21 9

231 Fig 92 - Coulée phonolitique ( 400 m B l'ouest de Tourkmânnli ; dessin d'après photo) 1 - phonolites ; 2 - jaspes radiolaritiques fig 93 - Phnolite tinguaïtique (dessin d'après photo ; échantillon 71143) 1 - aegyrine ; 2 - néphéline ; 3 - fond constitué par un fin mélange de néphéline, de feldspath saussuritisé et de verre 220

232 Phénocristaux augite Phénocri st aux b arkévicite Microlites Augit e Barkévi ci te Biotite Verre ana lcimique Feldspaths Apatite Sphène Accessoires a b e d % % % % Apatit e Tableau XXXIV - Analyses modales moyennes des principaux types lamprophyriques du Bdk-Bas si t L'ensemble phonolito - tinguaïtique La plupart de ces termes qui forment d'importantes coulées d'épaisseur variable (fig gí!), sont caractérisés sous le microscope par leur structure tingusitique, bien que 1' on observe aussi quelques échantillons à structure foya'itique, notamment dans les bordures de coulées et dans les quelques coulées B tendance trachytique associées aux niveaux supérieurs de la série lamprophyro-monchiquitique (cf fig 89) Au sein d'une pâte finement microgrenue, des aiguilles d'aegyrine se disposent en gerbes rayonnantes, formant sur l'échantillon des tâches verdâtres visibles 2 l'oeil nu On observe quelques rares phénocristaux de sanidine plus ou mins kaolinisée, et plus raremnt encore de grosses sections de néphéline (parfois partiellement transformée en cancrinite) La pâte est formée par un assemblage fin de plagioclases, de feldspaths alcalins et de néphéline ; la teneur en anorthite du plagioclase est faible ; la néphéline, souvent altérée, se présente en petits prismes hexagonaux 1 contours plus OU moins nets, et elle forme fréquemment le ciment des agrégats aegyriniques (fig 93) A l'exception des bordures de coulées, où il peut être relativement abondant, le verre est difficile à individualiser Signalons enfin la présence de quelques petits grains de magnétite, voire dans quelques cas de sphène et d' apatite 223

233 Fig 94 - Trachyte peralcalin (dessin d'après photo ; échantillon 71018) 1 - sanidine ; 2 - augite aegyrinique ; 3 - verre Fig 95 - Xénolithe lamprophyrique dans une phonolite (dessin d'après photo ; échantillon pris à la base de la coulée du Djebel Filiq) 1 - aiguille d'aegyrine ; 2 - néphéline ; 3 - fond néphélinique, feldspathique et vitreux ; 4 - augite titanifère ; 5 - barkévicite 222

234 - 33% de feldspath potassique - 18% de nbphéline - 12% d'aegyrine - 13% de plagioclases - 22% de verre - 62% de pâte (feldspath potassique, plagioclases et verre) - 24% de néphéline - 13,5% d'aegyrine - 0,5% de magnétite Tableau XXXV - Analyse modale de deux échantillons phonolitiques I1 convient d'ajouter à ce groupe, la présence de types pétrographiques que, faute de mieux, je rangerai comme termes intermédiaires entre les deux ensembles ; il s'agit de coulées basanitiques, prises au sommet des séries lamprophyro-monchiquitiques et dont la minéralogie est proche de celle des termes de cette série, mais qui s'en écarte sensiblement par des teneurs moins élevées en minéraux fémiques et des teneurs plus élevées en analcime et néphéline normative ; ces coulées semblent annoncer, dans les niveaux supérieurs de l'ensemble basanito-lamprophyrique, les venues phonolitiques qui lui feront suite I1 faut également associer à ces termes intermédiaires, les venues trachytiques (fig 94), souvent à affinité phonolitique (présence occasionnelle d'analcime, et néphéline normative), qui se placent au même niveau que les coulées basanitiques signalées ci-dessus chimisme La figure 96 pour le secteur de Toud"li h (tdma ) et la figure 9J pour l'ensemble de la région du Ba&-Bassit, indiquent quelle est la position des échantillons analysés 223

235 L'ensemble des analyses chimiques a été réparti en 5 tableaux : - basanites et téphrites 1 analcime (tableau XXXVI), - lamprophyres feldspathiques (tableau XXXYII), - lamprophyres afeldspathiques (tableau XXWIII), - trachytes et termes intermédiaires (tableau XXXIX) - phonolites (tableau XL) Les lamprophyres ont été placés sur deux tableaux différents, selon qu'ils ont ou n'ont pas de feldspaths exprimés, la présence de feldspaths se traduisant en effet par des différences sensibles au niveau des minéraux vir- tuels Dans tous les cas, ces minéraux ont été définis à partir de l'analyse recalculée figurant dans les tableaux Pour recalculer les analyses chimiques, j'ai pris systématiquement le parti d'dliminer purement et simplement la cal- cite, considérée dans tous les cas comme secondaire, et de ramener à J,5% la teneur en Fe203, l'oxydation de Fe0 pouvant dans quelques cas masquer le caractère sous-saturé des échantillons O Phonolites 'I O Trachytes (et roches du groupe intermédiaire) Monchiquites O Basanites B Analcime Série phonolito-tinguaïtique Série basanito-lamprophyrique O 1 km Fig 96 - Carte de situation des échantillons analysés dans la région de Tourkmânnli 224

236 Fig 97 - Carte de situation des échantillons analysés dans l'ensemble de la région du Baër-Bassit; 225

237 I I B 71074B i Sioz 4203 Fes03 (6) (4 (4 (4 (4 (6) (e) (6) cf) (4 (b) Fe MnO Me Ca0 Na20 KzO Tios P05 Coa HzOf HzO- Total sioz A1203 Fes03 Fe0 MnO MgO Ca0 Na20 KKI Ti02 PSOS HsO gz 2s HsO , nd nd s s Or Ab An Neph Cc Pyr Ma Ilm Ap Per Cb nd nd S O S O nd nd S O Tableau XXXVI Analyses chimiques des basanites et téphrites B analcime Analystes : (a) Lab de Spectrographie ORSTOM-Bondy (1972) i Lab de Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour le CO2 ; (b) Lab de Spectrographie ORSTOM-Bondy ( Lab Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour le CO2 (c) CRPG- Nancy (1973) ; - Nancy (1973)+ Lab de Chimie des Sols, (d) CRPG ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 et Fe0 ; (e) CRPG - Nancy (1973) + Lab de Chimie des Sols, ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 et Fe0 + B RGM-Orléans (1974) pour P205 ; (f) CRPG - Nancy (1973) + BRGM - Orléans (1974) pour P2O5 ; 22&

238 Si02 A1303 FezOS Fe0 MnO MgO Ca0 KzO Ti02 Pzos coz HzO+ Total si02 AlzOs Fez03 Fe0 MnO MgO Ca0 Na30 Kz0 Ti02 Pz06 HzO' HpO- Or Ab An Neph cc Pyt Ma Ilm Ap Per Cb n O, nd nd i : i::: i::: nd nd o 25 o71 o57 l o Tableau XXXVII Analyses chimiques des lamprophyres feldspathiques Analystes : cf tableau XXXVI cicontre 22 7

239 I A A Sioz Ah Fez Fe0 I MnO MgO Ca Nan KzO Ti02 Pz05 COZ HzO+ HzO- Total Sioz A1203 FerOs Fe0 Nas0 Ka0 TiOz HsO- Or Ab An Neph Xc Pyr Ma Ilm Ap Per Cb ; X3; IL?: ;:z * (e) Tableau XXXVIII Analyses chimiques des lamprophyres afeldspathiques (monchiquites) nota : nodule formé par un agrégat pyroxeno-amphibolique Analystes : (a) Lab de Spectrographie ORSTOM-Bondy (1972) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (b) Lab de Spectrographie ORSTOM-Bondy (1973) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (c) CRPG - Nancy (1973) ; - Nancy (1973) + Lab de Chimie des Sols (e) CRPG ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 et Fa0 (1973) + BRGM- Orléans (1974) pour P

240 !I I ] I Sioz Fe0 MgO Ca0 NazO KzO SiOs A1203 Fezos Fe0 MnO MgO KzO TiOa Q Or Ab An Cor Neph Xc Pyr, Ma Ilm Ap Per Sb (1) (1) (2) (e) (2) (b) (1) (a) Tableau XXXIX - Analyses chimiques des trachytes (1) et "termes intermédiaires"(2) Analystes : cf tableau XXXVIII, ci-contre 229

241 o !s) nd nd (e) (b) (d) (e) nd SO I (d (b) (h) nd nd ~ SO nd nd 006 nd , we Pyr &d Ma Z> Ilm Ap Aeg Cb x955 ~~ Tableau M - Analyses chimiques des phonolites Analystes : (b) Lab de Spectrographie ORSTOM-Bondy (1972) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM-Bondy (1973) pour CO2 ; (c) CRPG - Nancy (1973) ; - Nancy (1973) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM- (d) CRPG Bondy (1973) pour CO2 et Fe0 ; (e) CRPG - Nancy (1973) + Lab de Chimie des Sols ORSTOM- Bondy (1973) pour CO2 et Fe0 t BRGM - Orléans (1974) pour P205 ; (8) CRPG - Nancy (1974) ; (h) CRPG - Nancy (1974) + BRGM - Orléans (1974) pour '2'5 * 230

242 Cette méthode qui présente l'avantage d'homogénéiser les résultats de toutes les analyses chimiques reportées dans cet ouvrage, tend malgré tout à sous-estimer ici l'importance réelle du Fe203, notamment dans l'ensemble basanito-lamprophyrique comme le mntre le tableau XLI Cependant, comme nous l'avons vu B propos des laves triasiques, l'influence des teneurs en Fe203 n'est pas telle qu'elle puisse modifier la tendance générale de la série étudiée (cf fig 100) Dans l'ensemble, à l'exception d'un ou deux termes trachytiques, tous les échantillons analysés font partie d'une série sous-saturée, les basanites et les lamprophyres se différenciant des phonolites par leur caractère mésocrate et une plus forte teneur en anorthite normative 14 I Na, O + K, O % 12 - LI p,' : Phonolites <--: Monchiquites feldspathiques 0 Trachytes /-i \+/ Monchiquites ~1 0 Téphrites et Basanites sio, % Fig 98 - Répartition des échantillons de la série alcaline sur le diagrame aicalins/si

243 ( (2) -- -_-_ ( 3) (4) (5) (6) B B o o o o o 2 o 2 o A A o 2 o 2 o 2 o 2 o 2 o 2 o 2 o *

244 71109 (394) (424) 25 I o O 61 2 o9 O o O O Tableau XLI - Teneurs en Fe203 dans la série alcaline, à l'analyse et selon différents coefficients de correction (1) Teneur 1 l'analyse après dlimination de CO3 Ca (2) Teneur d'après THOMPSON et al (1972) (3) (4) (5) Teneur d'après IRVINE et BARAGAR (1971) Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Tio2 Teneur d'après LE MAITRE (1976) calculée en fonction de Si02, Na20 et K20 (6) Teneur d'après HUGUES et HUSSEY (1976) 233

245 Fig 99 - Position des laves alcalines sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or Ne'-01'-Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971) TBphrites et basanites à analcime Lamprophyres feldspathiques E Lamprophyres afeldspathiques o Trachytes et ((termes intermédiairess e Phonolites O Position pour une teneur en Fe,O, calculbe maximum Fig I00 - Répartition des laves alcalines sur le diagramme Q-Hyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY (1962) ; évolution suivant les tehzurs en Fe203 calculées 234

246 lo i YUWlQ c El K o O o m 2 SI(MgOxlOO/MgO +FeO+Fe,0,+Na20+K,0) Fig Répartition des principaux oxydes des roches de la série alcaline du Baër-Bassit en fonction de l'indice de solidification 235

247 Le diagramme alcalins/si02 de la figure 98 et les diagrammes d'iryine et BARAGAR (J971) de la figure 99 montrent coment se répartissent dans le champ alcalin les différents groupes ; celui de la figure 101 indique quelle est la répartition des principaux oxydes en fonction de l'indice de solidification, et précise de plus quel est l'ordre de cristallisation des termes de l'ensemble des séries étudiées, confirmant les observations qui peuvent être faites sur le terrain distribution des éléments en trace (17) Les données analytiques font l'objet du tableau SII On constate que les teneurs en B sont surtout élevées dans l'ensemble basanito-lamprophyrique, notamment dans les monchiquites sensu stricto, ce qui laisse supposer qu'il est ici concentré dans le verre, remarque à laquelle j'étais déjà parvenu pour des termes également riches en verre, les laves en coussins ophiolitiques du niveau supérieur, V dont les teneurs sont proches de celles des sdrles basaltiques décroît dans les trachytes et les phonolites qui, nous l'avons vu, sont sans minéraux opaques Inversement, les teneurs maximales caractérisent les augitites et les monchiquites af eldsp athiques La quantité de Cr étant directement fonction de la concentration en clinopyroxènes dans lesquels il peut se concentrer, la série basanito-lampro- phyrique sera plus riche en Cr que la série trachyto-phonolitique, et au sein de la première, les augitftes et les monchiquites sensu strietu De plus, le rapport Cr/V croît, inversement à la décroissance de Cry lorsque l'on monte dans la série depuis les basanites jusqu'aux trachytes et phonolites (cf fig 102) Ni suit classiquement l'évolution de Cr Co présente un coefficient de variation (CY%) suffisamment bas dans la série basanito-lamprophyrique pour que l'on tienne compte ici des concentra- tions en Co, notamment au niveau des rapports Ni/Co et Co/Fe + Mg ; le premier (17) Toutes ces données et celles du paragraphe suivant (corrélations entre éléments) figurent dans 1' article PABROT et VATIN-PE?IGl?T'" (1924)

248 ~~ ~ I Mn P Ti Li Be B 5c Y Cr Cot4 Cu Zn Ge As 5r Y Zr Nb Mo Ag Cd In 5n 5b Ba La W TI Pb Bi1 ~ <5 60< >20W <1<5<10 14< <10<5 16<10 (b) ( (C) <5 42< <50> <5<1 <5<10<10< <10<5 11 cl0 (b) (Cl <50<5 51 < <5 4 0 i <1 <5 <IO <10<5 13~10 (b) <5 61 < <5 57 >2OW <1 <5 <IO 14< ~515<10 (b) (a) <50<5 18 < <5 <50 <2OW <5 <IO CIO <IO0 >20M) 160 doc5 <5 <lo (b) <50<5 89< <5 54>2000< <1<5<10 10< <10<5 13<10 (b) <50<5 26< <5< c20<5<1 <5<IOc10<1W 191 <20<10<5<5<10 (6) <5 79 < >2wO I <5 <IO 18 <I00 >2WO 128 <IO <5 20<10 (b) <50<5 52C <5< <5<1 <5c10<10< <10<5<5<10 (b) (0) ( <5 75~ > <I <5<10 14~ <10<5 14<10 (b) ( ( (0) < >ZOO x1 <5<10 14< <10< (b) (C) ( ( < >2oM) <1<5<10 19< <5 24<% (b) <5 194 < >20W <5 <I (5 <IO <IO 400 > <5 34 <lo $ < :2WO <1 <5<10 25< <5 28<10 (b) <SO <5 48 < <5 <50 >2WO C5 <I <5 Cl0 <IO CIO0 > <IO <10 (b) <5 87< > <I <5 <IO 12< <10<5 16<10 (b) <5 98dO > <1<5<10 15< <10<5 18<10 ih\ <50<5 18< <5 84 <5 69 <5 < < <5 <I (5 <10<10< I <5 41 <20<10 32 <5 39 <5 99 <5 4 0 >20W< C5 <I C5 <IO <IO <IO < < <5 <50 > <5 CI <5 <IO <IO cl <50<5 38 < <5 <50 > <5 <I <5 <IO <IO <IO cl0 <5 13 <IO <SO 7110 <20<10 62< 5 91 < < > C5 11 <5 <IO <IO <IO <5 21 <lo <IO <IO c5 40 < i < > <5 <I 45 <IO <IO <lm i <S >20W 628 c5 <I <5 ~10~10< <5<10 < < 5 84 < < <10> <5 <I e5 <IO <IO <IO CIO <IO c < 5167 < <10>20W 496 II cl 45 <IO <IO <10 <5 31,101 $1 Tableau XLII - Dosages de quelques éléments en trace dans le volcanisme peralcalin : (g) téphrites et basanites, (h) lamprophyres feldspathiques, (i) lamprophyres afeldspathiques, (j) trachytes et termes intermédiaires, (k) phonolites Analystes : (a) CRPG-Nancy (1973 et 1974) (b) BRGM-Orléans (1974) (c) Lab de Spectrographie, ORSTOM-Bondy (1974) 237

249 augmente, et le second diminue de la base au sommet de cette série Signalons de plus que, aussi bien dans cet ensemble que dans les autres groupes de laves du Bà&-Bassit, les teneurs en Co varient peu et sont toujours sensiblement plus élevées que celles qu'avancent CARR et TUREKIAN (1961) pour des termes comparables On observe des concentrations relativement élevées en Cu au niveau des basanites, rappelant celles déjà observées dans le volcanisme triasique sousjacent ; il est peut être possible d'envisager une éventuelle relation avec la croissance du pourcentage en Cu et en apatite, généralement minéral hôte de cet élément C'est dans l'ensemble du volcanisme alcalin que l'on enregistre les plus fortes valeurs en Zn Cette cancentration s'explique aisément par la présence de biotite et d'amphibole dans ces types pétrographiques ; ce sont naturellement les monchiquites sensu stricto qui enregistrent les plus fortes teneurs L'étude de l'évolution du rapport Zn/Fe (fig 302) montre que celui-ci augmente régulièrement, puis brusquement dans les trachytes et phonolites, depuis la base jusqu'au sommet de l'ensemble, les plus fortes valeurs trouvées dans les deux derniers termes correspondant évidement 2 l'absence de fer ; aussi, le fractionnement ne semble-t-il vraiment significatif que dans la série basani to-lamprophyrique Sr lié B l'apatite, au sphène et au feldspath potassique, est hien entendu très abondant dans cet ensemble Le rapport Ca/Sr diminue avec le fractionnement ; or, il décroît régulièrement de la base vers le sommet de l'ensemble alcalin La quantité relativement importante de Y s'explique par sa concentration dans les clinopyroxènes et l'apatite ; à l'abondance d'apatite correspond une teneur élevée en Zr, et l'apparition de Nb en quantité suffisante pour être dosée par méthode spectrographique va de pair avec la biotite des termes lamprophyriques et le sphène des phonolites (ZNAMENSKY, I957 ; TAUSON, 1964) I1 en va de m'ème pour Ba lié à la biotite et au feldspath potassique ; on constate qu'il est d'ailleurs concentré dans la biotite, car son abondance est surtout nette dans les monchiquites sensa stricto, les trachytes hyperpotassiques étant bien moins riches en Ba Le rapport Balsr qui décroît avec le fractionnement, diminue progressivement dans l'ensemble effusif lorsque l'on va vers son sommet (cf fig 102) Notons pour finir, que cet ensemble enregistre des teneurs dosables en La, en liaison avec sa richesse en sphène et apatite où se concentrent davan- tage les terres rares légères que les terres rares lourdes (KHOMYAKOV, 1963 ; - TOWELL et al, 1965) 238

250 * o O E- 191 fh) fil III lk) Fig Evolution des rapports Cr/V, Zn/Fe, BaiSr et CalSr dans les différents termes de l'ensemble effusif alcalin du volcano-sédimentaire corrélations entre Cléments Téphrites e t basanites Pour ce groupe et pour l'ensemble de la série basan-ito-lamprophyrique, le trait dominant est l'opposition feldspaths-ferromagnésiens ; cette opposition se retrouve dans les trachytes ; seules, dans l'ensemble alcalin, les phonolites ne présentent, 2 ce sujet, rien de bien significatif 234

251 ~ pour I I CorrHarionr porlr vcr - pour un seuil de 002 Un ITU~ de 01 pour un seuil de 0005 pour Correlations nbtiver pour pour ~uil de 0,035 seuil de 002 -il de 01 Fig Corrélations deux P deux des éléments dosés dans les tépkritobasanites à analcime (3) corrélation entre un nuage de points et une seule valeur nettement différente ; corrélation non retenue 240

252 Le caractère alcalin des feldspaths se traduit par de fortes liaisons Si-Na (accessoirement Al-Na), et une opposition Si-Ca voire Al-Ca Dans les tdphrito-basanites h analcime (cf fig 1031, les éldments indiscutablement liés aux augites considérées comme titanifères d'après leurs critères optiques, ne présentent pas de corrélations significatives avec Ti ; en revanche, l'association V, Cr, Co, Y, Zr est nette, Zr entrant pro parte dans les pyroxènes, et, avec Y et Nb, dans les sphènes Dans ce groupe et dans tous ceux qui vont suivre, la forte opposition Na-K entraîne des corrélations positives avec K ; ces corrélations ne semblent pas avoir beaucoup de significations, puisqu'elles sont essentiellement induites par l'opposition qui existe entre les alcalins Ti, Nb, Zr et également Y et Mn paraissent devoir entrer dans les sphènes, alors que l'abondance en magnétite se traduit clairement par le groupement Fe, Ti, V Dans ce groupe et les suivants, se pose le problème de la nature des relations que présente B ; en effet, cet élément est lié B Ti, Fe et s'oppose à Si, Na, et ne semble pas de ce fait se placer dans le site Al des feldspaths Dans les lamprophyres feldspathiques qui surnaontent les basanites, B est effectivernent lib B Ti, Fe, mais aussi B V, Co, Cu, Zn, Mn et Mg, s'opposant Si, Al et Ba I1 est probable que des corrélations de même type existent dans les monchiquites sensu stricto, mais la présence dans ce groupe d'un échantillon B caractères un peu aberrants (éch 7305J), notablewent enrichi en B, Zn, Zr, Nb et La, empêche toute corrélation valable au niveau de ces éléments Dans les trachytes où les minéraux ferromagnésiens sont peu nombreux, B indique une liaison avec Zr, et dans les phonolites, la liaison s'établit avec Cr et Ni Ce sont donc dans l'ensemble des corrélations bien différentes de celles que l'on pourrait attendre avec Al On est donc en droit de penser, comme le signale OTROSHCHENKO (l967), que dans tout cet ensemble où se développent de nombreux phénocristaux de ferromagnésiens, B se place dans les minéraux précoces Par ailleurs, Co et Ni sont bien corrélés au niveau de ce groupe, Co l'étant également avec Mg et Ca L'opposition de ces éléments avec Al, Si, Na laisse supposer que Co et Ni se retrouvent dans les pyroxènes Pour Cu, Zn et Sr, aucune corrélation significative ne semble se dégager 24 7

253 El - pur un seuil de 002 pour un seul1 de 01 L pour un seuil de OMIS pour un seuil de 0W5 Corr6latians niggaiiver pour un swil dc 002 pour un seuil de 01 Fig Corrélations deux B deux des éléments dosés dans les lamprophyres feldspathiques (4) La moitié ou plus de la moitié des dosages supérieurs 1 la limite de sensibilité de la méthode ; corrélation non retenue 242

254 Lamprophyres feldspathiques Deux groupes significatifs apparaissent dans ces roches : l'association feldspathique, très constante, qui regroupe Si, Al, Na, Ba et La, et les minéraux ferromagnésiens où se placent Fe, Mg, Mn, Ti, ainsi que Y, Co, Cu, Zn, Cr, Ni, Y et B (cf fig lq4) Cr, Ni, Y et accessoirement Zr, appartiennent probablewnt à deux minéraux hôtes, se dispersant entre les clinopyroxènes et les amphiboles ; quant 1 Ti et Zn, ils doivent également s'accumuler dans les biotites qui contiennent aussi Nb et Mn qu'elles partagent avec les sphènes dont la présence est soulignée par une bonne corrélation Y-Zr Enfin, Ca et P présentent une corrélation positive lide à la présence d' apatite Lamprophyres afeldspathiques Dans cette série, les corrélations sont relativemnt simplifiées (cf fig 105) L'opposition Na-K est plus forte que précédemment et paraît indiquer un début de cristallisation du verre où d'ailleurs s'individualisent des plages analcimiques, vraisemblablement responsables de l'association Si, Al, Na Quant au comportement d'éléments tels que Cr, Ni, Co et Cu, il paraît difficile à dégager du fait de la liaison positive de tout un groupe d'éléments comprenant Fe, Mg, Ca, Ti, Y, Cry Co, Ni et Cu La forte corrélation MrTi semble bien correspondre aux pyroxènes titanifsres, nombreux dans ce group e Le graupement Mn, Y, indépendant des autres corrélations, traduit la présence d'un peu de sphène Bien que le comportement des éléments en trace soit difficile à suivre au niveau de ce groupe, il faut cependant remarquer que par le jeu des fortes corrélations négatives qu' ils ont avec d'autres éléments, Ba paraît suivre Si et Na 243

255 I3 (81 Nota : Touter les valeurs Sont supérieuren à 18 limite de sensibilité de ia methode Ppml - pour I CorrClatianr positives - pour un seuil de 002 pur un seuil de 01 un seuil de 0005 pour CorrClationr n$ariver pour pout seuil de 0005 s ~ i de i 002 sevil de 01 Fig Corrélations deux B deux des éléments dosés dans les lamp ro phyres af el sp at hi ques (3) corrélation entre un nuage de points et une seule valeur nettement différente ; corrélations non retenues 244

256 s: Ed El : : :: *:; 43 ~ *:* : y: E3 m o El?Y pour CcrrClarvms positiv= - pur un sail de 0,02 pour un seuil de 01 L un seiiil de 0,005 j e pour seuil de 0005 CorrClarionr negativer pour un seuil de 002 pour un seuil de 01 Fig Corrélatlons deux B deux des dlhents dosés dans les trachytes et "termes intermédiaires" trop peu de dosages ; corrélation non retenue la moitié ou plus de la moitié des dosages inférieurs à la limite de sensibilité de la méthode ; corrélation non retenue corrélation entre un nuage de points et une seule valeur nettement différente ; corrélations non retenues la moitié ou plus de la moitié des dosages supérieurs à la limite de sensibilité de la méthode ; corrélations non retenue 245

257 B El pour un reuit de pour un seuil de i3 &b &w j e pour seuil de 0,005 Correlations n6gatiuer pour un seuil de pour un seuil de 01 pour un sail de 01 Fig IW - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les phonolites (2) la moitié ou plus de la moitié des dosages inférieurs 2 la limite de sensibilité de la méthode ; corrélations non retenues 246

258 Trachytes Ils se caractérisent essentiellement par une forte corrélation Si, Al, K due au caractère potassique des 60 à 70% de feldspaths qui les composent De ce fait, ce groupement dominant induit des oppositions avec tous les autres éléments (cf fig 106) Bien que les roches de ce groupe ne contiennent que peu de minéraux autres que les feldspaths, et que, de surcroît, aient été incorporés 1 ce groupe des échantillons présentant des caractères intermé- diaires entre trachytes et momchiquites, il est cependant possible, en analy- sant le jeu des diverses corrélations de P dans les trachytes (sur seulement trois données qui, pour cette raison, ne sont pas reportées dans la figure 106) et les phonolites, de dire que l'on retrouve dans ces deux groupes, des associations comparables avec cet élément, correspondant vraisemblablemnt B une relation directe de l'abondance du sphène et de l'apatite Cr, Co, Ni, Les rares minéraux ferro-magnésiens des trachytes semblent contenir Cu, Y, Nb, ainsi que Zn Phonolites Les corrélations entre éléments sont identiques à celles qui ont été vues précédemment (com par exemple la forte opposition Na-K), mais elles sont moins nombreuses et plus dipersées, créant ainsi une difficulté supplémentaire pour suivre la répartition des différents éléments en trace dans les minéraux d' ailleurs plus diversifiés que dans tous les groupes précédents Les éléments n'indiquent que peu ou mal quel est leur site préférentiel ; seul peut-être B, corrélé P Ni et Cr, pourrait ainsi montrer qu'il se concentre dans les minéraux premiers formés, qui sont ici, outre quelques rares phénocristaux de néphéline automorphes, de nombreux cristaux aciculaires d'aegyrine En revanche, les groupements liés P l'apatite et au sphène, s'individualisent assez bien (cf fig IO?)

259 On constate que de façon générale, hormi pour les phonolites pour lesquelles les dosages sont souvent inférieurs à la limite de sensiblité des diverses méthodes analytiques employées, Cu suit l'association Ni-Cr, dans toutes les séries de l'ensemble alcalin discussion sur la genèse et I'âge de l'association alcaline I1 convient tout d'abord d'insister sur un premier point : les formations phonolitiques ont été jusqu' à présent interprétées comme des "cheminées" perçant 1' assemblage ophiolitique et l'ensemble volcano-sédimentaire considéré comme partie intégrante de cet assemblage (DUBERTRET, 1953 ; PIRO, 1967 ; KAZMIN et KTJLAKOV, 1968) Nous avons vu qu'il n'en est rien et que les formations phonolitiques correspondent en fait à l'horizon supérieur de l'association alcaline ; elles reprennent d'ailleurs par endroit les basinito-lamprophyres sous-jacents ; ainsi, quelques coulées phonolitiques de base renferment des xénolithes monchiquitiques De plus, une importante formation bréchique sépare souvent la série basanito-lamprophyrique et la série trachyto-phonolitique et, si elle est essentiellement représentée par des fragments téphritobasanitiques et monchiquitiques, de nombreux fragments phonolitiques apparaissent dans les niveaux supérieurs Les termes de base de l'association alcaline (série tbphrito-basanitique) font suite à une sédimentation de calcaires graveleux datée du Dogger dans les environs d'habichki (1-habiZih) et de Beit Ouéli Hassan (&t basin) ; ce calcaire est d'ailleurs repris dans le ciment des premiers niveaux de laves en coussins ; ceci tend à montrer que les premiers termes de la série alcaline peuvent être au plus datés du Jurassique supérieur et qu'ils font suite à une sédimentation calcaire de quelques mètres d'épaisseur, elle-m&ùe précédée par les séquences pélitiques post carnien-norien L'étude microscopique de ce niveau calcaire montre qu'il est fortement remanié et qu'il ne s'apparente pas B des calcaires de plate-forme comme c'&tait le cas pour les formations du Carnien-Norien auxquelles est associé le volcanisme tholéiitique Cette formation localisée et seulement associée au volcanisme alcalin semble indiquer que d'importantes fracturations ont 24b

260 accompagné ou précédé 1' épisode volcanique, entraînant la Sédimentation dans des zones basses d'un héritage pouvant à la rigueur provenir du plateau continental I1 faut également noter que les formations siliceuses litées qui acconipagnent le volcanisme alcalin sont en fait des turbidites siliceuses (DELAUNE- MAYERE, 1976, com orab) Ainsi, l'apparition du volcanisme alcalin irait de pair avec des mouvements tectoniques cassants rappelant d'ailleurs ceux qui avaient présidé, à la fin du Trias, à l'ouverture de la zone océanique Mais si, à cette époque, cette fracturation s'était effectuée au dépens de la bordure septentrionale de la plate-forme arabo-africaine, elle affecterait à présent la croûte océanique elle-même Des formations alcalines semblables ont été signalées 2 Terre-Neuve par exemple (STRONG et HARRIS, 1974) ; elles sont placées dans un même contexte, et leur origine serait similaire D'ailleurs, ce type d'association ne doit pas être rare dans ce genre de contexte, et de nombreux schgmas génétiques envisagent la présence occasionnelle de poches magmatiques alcalines B la base de la lithosphère pour rendre compte de la présence de telles formations Ceci laisserait supposer que ce magma peut traverser une portion de croûte océanique avant d'arriver à l'air libre, ce qui pourrait peut être en partie expliquer le caractère lamprophyrique de la plupart des termes alcalins rencontrés I1 faut toutefois signaler que si cette fracturation s'est bien produite en zone océanique, elle a peut-être aussi localement affecté la plate-forme arabo-africaine elle-même comme semble l'attester la présence dans le Djebel Ansarieh (ou Djebel Alaouite) d'une formation volcanique remaniée datée de l'oxfordien, et contenant des éléments comparables à ceux de l'ensemble basanito-lamprophyrique J'en arrive Z ce propos 2 la datation de cet épisode Nous avons vu que les termes inférieurs de l'ensemble alcalin reprennent des calcaires du Jurassique moyen, lesquels sont d'ailleurs remaniés, donc accessoirement peutêtre plus tardifs ; les termes inférieurs se sont épanchés au plus tôt au début du Jurassique supérieur I1 faut ici tenir compte de l'observation faite par DELiWNE-MAYERE (com oraze) sur la série siliceuse qui se situe entre les basanito-lamprophyres et les phonolites ; d'après des données minérafagico-chimiques, cette série s' apparenterait aux pélites dont on a montré par ailleurs (DELAUNE-MAYERE et PARROT, 1976) que celles-ci ne dépassent pas le milieu, au plus le sommet du Jurassique supérieur Ces deux observations permettent de définir les limites extrhes entre lesquelles se place l'association basanito-lamprophyrique : début du Jurassique supérieur, milieu ou fin du Jurassique supérieur 249

261 Signalons également que KAZMIN et KULAKOY (1968) ont trouvé pour les phonolites un ^age de 122 millions d'années ; malheureusement, cette mesure a été faite sur un seul pointement (K/Ar sur le feldspath potassique) Cette seule datation absolue correspond toutefois assez bien aux recoupements faits ci-dessus ; de plus, un coefficient de variation tout 1 fait concevable d'environ 10Z pourrait permettre de placer l'ensemble trachyto-phonolitique à la limi te j urassique-cré tacé Nous avons là tout un réseau de faits qui permettent de penser sans toutefois pouvoir apporter plus de précision (les faunes rencontrées dans les sédiments siliceux intercalés dans la série volcanique alcaline étant rares ou indéterminables), que les manifestations effusives alcalines se sont produites au Jurassique supérieur, atteignant peut être la limite jurassiquecrétacé 250

262 L'étude pétrographique et géochimique des différentes manifestations effusives du Baer Bassit conduit à les répartir en quatre familles distinctes Les deux premières, qui font partie intégrante de l'assemblage ophiolitique correspondent respectivement au niveau inférieur des laves en coussins tholéütiques, et au niveau supérieur des laves en coussins hypertholéütiques Les deux autres sont comprises dans la série volcano-sédimentaire : l'une, d'âge triasique, est tholéiitique à tendance alcaline, l'autre, plus récente, est peralcaline LES QUATRE FAMILLES VOLCANIQUES DU BAER-BASSIT Dans une note antérieure (PARROT, 1974a), j'avais déjà esquissé un rapide bilan de l'ensemble des termes effusifs du Bà&-Bassit, et comparé les différents ensembles volcaniques entre eux Com le montrent les diagrammes (cf fig 108 B 111) alors utilisés, on voit nettement les différences qui existent entre les deux niveaux des laves en coussins faisant partie de l'assemblage ophiolitique ; je soulignais également les différences existant entre les deux niveaux volcaniques du volcano-sédimentaire ; enfin, j 'indiquais les similitudes pétrochimiques que présentent le volcanisme triasique et le niveau inférieur des laves en coussins ophiolitiques directement liées au complexe filonien en déduisant alors peut être un peu hâtivement que ces deux ensembles semblaient "ere comagmatiques Dans une autre note (PARROT et VATIN-PERIGNON, 1974), une comparaison faite entre ces quatre ensembles 5 l'aide des teneurs en Ba et en Y (teneurs ramendes aux chondrites) montraient bien que si l'ensemble des laves en coussins ophiolitiques appartenaient 2 une série tholéiitique (cf fig JI2 A), les laves en coussins du niveau supérieur présentaient des différences allant dans le sens des observations pétrochimiques faites ailleurs (PARROT, 1974a et b) En revanche, la série triasique antérieurement considérée comme franchement tholéiitique (cf fig 112 B) enregistrait un léger enrichissement 257

263 L pi I low-lavas ultrabasiques v A niveau supérieur des pillow-lavas w niveau inférieur des pillow-lavas ((basal group)) 0 dykes du complexe filonien gabbros hôtes des dykes A ~ i 108 ~ - positions comparatives sur le diagramme AFM des dykes du complexe filonien, des laves inferieures et des laves supérieures du Bah-Bass it A M Fig Positions comparatives surle diagramme AFM des laves en coussins inférieures et des laves en coussins supérieures du Trodos et du Ba%-Bassit 252

264 O coulées et pillows triasiques transformés coulées et pillows triasiques v niveau inférieur des pillow-lavas A M Fig Positions comparatives sur le diagramme AFM des laves en coussins inférieures et des manifestations effusives triasiques du Baër-Bass i t R 80 Ø / / 0 / 8 laves ophiolitiques * supérieures laves ophiolitiques laves triasiques v laves jurassiques O F X d Y \ 2 + Y & f 'I t AA A A- 'I si A A Fig JI1 - Evolution sur le diagramme R - Si des laves en coussins inférieures y des laves en coussins supérieures y des laves triasiques et des laves fini-jurassiques du Baër-Bassit 253

265 o e E m B c 254

266 en Ba, donnant 1 la droite obtenue une allure calco-alcaline Enfin, les roches de l'ensemble jurassique décrivaient bien des droites de type alcalin (cf fig 112 C) Des résultats récents (malheureusement encore incomplets à l'heure oiì j'écris :il manque notamment des données sur les laves en coussins du niveau inférieur, absence que l'on peut en partie compenser par les données récentes de KAY et SENECHAL, 1976, sur des termes similaires du Troodos) de teneur en terres rares (cf tableau XLIII) des principaux termes effusifs du Ba&- Bassit, (cf diagramme de CORYELL et MASUDA de la figure 113) soulignent le caractère hypertholéiitique des laves en coussins du niveau supérieur, les courbes obtenues se plaçant en effet au-dessous ou B la limite de la zone tholéiitique, notamment de celle qui a été définie par ALLEGRE et al (1973) pour un taux de fusion partielle du manteau de l'ordre de 10% Ils confirment en oûtre le caractère nettement alcalin de la série volcanique jurassique Quant 2 la série triasique, elle enregistre au niveau de l'échantillon analysé, un enrichissement en TR légère par rapport 1 la zone tholéiitique définie par ALLEGRE et al (up cit) ; la série triasique contiendrait fois plus de La et Ce, contre 55 et 50 fois plus pour les roches peralcalines jurassiques ; en revanche, les TR moyennes et lourdes entrent dans le domaine tholéiitique Ceci confirme la tendance alcaline des termes tholéiitiques associés à l'ouverture de la zone océanique 255

267 I I I I 1 I I I I I I I I I I I 1 I I I I l I I I I i I I I I? O 4- O Co n N cn b com c n 3 n Com 1 n m N n N m 2 1 N O 4- O 4- mu3 -- u3 h --i N O a\ o 4- hl 03 m 4- u3 2 4-m 4-to m N Com 4-4- O -I n u3 4- Co 9 m N u3 1 m a - u) O h u) h cn 1 Y [o A &I a pc I 6 : c h rl u B do x JA VI A rl rd 2 m m O I u3 O O r) n al u n P 4- N -I N h W n P v * Co o, b n P \d 4- h W m 256

268 1 O0 Ba La Ce Pr 50 A laves supérieures du Troodos V laves inférieures du Troodos A laves supérieures du Troodos p laves inférieures du Troodos 1 1 in KAY et SENECHAL (1976) in SMEWING et POTTS (1976) A laves supérieures laves fini-jurassiques du volcano-sédimentaire 1 oc - 1 OD 5( - 50 IC -lc f -5 1 VI I I I I I I I I I I I I I I I I J Ba La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Fig Teneurs en terres rares ramenées aux chondrites (diagramme de CORYELL- MASUDA) des laves ophiolitiques supérieures, des laves triasiques et fini-jurassique du Baër-Bassit Comparaison avec les laves ophiolitiques du Troodos 257

269

270 TROISIÈME PARTIE données structurales et mise en place des ophiolites

271 Au teme de l Idtude pe'trograpkique et ge'ochimique, venons-en maintenant c? l'aspect purement structural et tectonique de la &gim du BaZFBassit t ans me quatm2me et dgmi8rs pmtie, 'essayerai d'inte'grer Z'ensenhle des observations dans le cadre plus vaste de la tectoniaue globale Je replacerai donc tout d'abord les ensembles pre'ce'dement &&ts dans Zeur cadre structura2 et teetanique en reprenan8 en partie les relations esquisse'es au cours des chapitres rmtdrieurs Dans m second temps, je tenterai de definir le sens du chdage des nappes ophiolitiques sur Zeur substratum 260

272 CADRE STRUCTURAL L' assemblage ophiolitique du Nord-ouest syrien et l'ensemble volcanosédimentaire qui lui est associé sont cartographiquement et structuralement compris entre une masse calcaire d'âge jurassique P crétacé située au nord, et un ensemble sédimentaire transgressif débutant au Maestrichtien supérieur et cernant la région ophiolitique sur ses c'&tés sud et est La mer limite la région ophiolitique sur toute sa façade occidentale L'ensemble calcaire septentrional ou Djebel Aqraa au sens large forme une chaîne d'axe W-SW E-NE de structure anticlinale qui domine largement les massifs ultrabasiques situés au sud ; le Mont Cassius ou Djebel Aqraa sensu Strido culmine P 1728 my pour des hauteurs moyennes comprises entre 1000 et 1300 mètres (cf fig 114) C'est sur les niveaux maestrichtiens inférieurs et moyens du Djebel Aqraa s 2 que repose l'ensemble ophiolitique par l'intermédiaire d'un contact anormal majeur (cf fig 4 et carte à I/5OOOOe) La transgression qui suit la mise en place des nappes ophiolitiques et dont les termes affleurent à l'est et au sud de la région, débute au Maestrichtien supérieur par une formation calcaro-marneuse ; cette transgression est suivie dans le temps par toute une suite d'épisodes transgressifs qui s'échelonnent jusqu' au Pliocène terminal et sont notamment marqués à 1'Eocène moyen, au début du Néogène, au Miocène moyen et au début du Pliocène (DUBERTRET, 1953 ; KAZMIN et KULAKOV, 1968) ; calcaro-marneuses dans l'ensemble des premiers épisodes, ces formations deviennent progressivement de plus en plus argileuses et argilo-grèseuses ; des lambeaux de la transgression maestrichtienne s'observent au coeur de la région ophiolitique ; ils se situent dans des zones en dépression et sont nettement conglomératiques (galets de roches de l'assemblage ophiolitique et du volcano-sédimentaire ) ; on retrouve également des lambeaux de la transgression miocène au bord de la mer, près du cap Ras el Bassit, et deux autres appartenant 2 la transgression 261

273 L - z c: a, m la, M - a d a m a, a W d rl al a I U rl 262

274 pliocène, toujours en bordure de la mer, près des villages de Rouahsié et de Qaratâté ' La région ophiolitique proprement dite est scindée en deux secteurs nord et sud en raison de la présence d'un grand jeu de failles de direction est-ouest (accident cassant du Ba&-Bassit ; cf fig 115) dont le mécanisme et 1' origine seront détaillés Ultérieurement Au sud, la région ophiolitique forme un: langue s 'enfoncant profondément vers le sud jusqu'aux environs de la ville de Lattaquié ; cette région où domine le volcano-sédimentaire renferme une formation bréchique 3 éléments ophiolitiques sur laquelle je reviendrai ultérieurement en raison des arguments qu'elle apporte sur le sens du charriage des unités ophiolitiques ; elle est en revanche très faillée et l'on ne peut y faire que des observations dispersées par suite de la présence de nombreux lambeaux de transgression post-nappe dont le matériel s'éboule facilement en masquant les contacts Au nord de l'accident cassant du Bak-Bassit, se situe la région du Ba&- Bassit proprement dite dont les types pétrographiques ont fait l'objet de l'étude développée dans les deux premières parties La structure d'ensemble, malgré la présence de nombreux accidents cassants post-nappes, y est plus facile B dépouiller que dans la région sud ; c'est d'ailleurs ce qui m'a amené b concentrer l'étude pétrochimique sur la région nord La région du Baër-Bassit comprend deux secteurs géographiques : le secteur oriental ou Baër, le secteur occidental ou Bassit La frontière approximative de ces deux secteurs correspond à la route Lattaquié-Antioche, au moins dans son tracé sud Au point de vue géologique, on peut distinguer trois zones découpant la région du Baër-Bassit selon une direction sensiblement NW-SE (fig 115) La première zone correspond grosso modo au Baër ; il s'agit de la partie haute du domaine ophiolitique (Keuzeul Dagh du Ba'ir : 870 mètres ; Djebel enn Nisr :858 mètres) ; elle est formée presqu'exclusivement de péridotites et gabbros ; c'est d'ailleurs uniquement dans cette zone, que j'ai désigné au cours des chapitres précédents sous le term d'unité du Bà&, que l'on trouve des tectonites (flanc occidental et sommet du Djebel enn Nisr ; secteur péridotitique situé au nord-est de Qarannkoul) Toutefois, un peu de complexe filonien affleure çà et là, notamment 1 proximité de Qastal Maaf ; associé à des laves en coussins des niveaux inférieurs et supérieurs, le complexe filonien se retrouve dans le Djebel Ayourane qui représente vraisemblablement l'extrémité NW de l'unité du Baër lorsqu'elle vient se faire biseauter au niveau du contact des ophiolites sur le Djebel Aqraa Cet ensemble basique

275 ultrabasique repose par endroits sur une semelle amphibolitique (fig 116) qui apparait en fenêtre au niveau du Douzounqadi et forme, vers l'ouest, une zone amphibolitique plus ou moins continue de direction NW-SE qui le sépare du secteur du Bassit Les deuxième et troisième zones sont comprises dans la région du Bassit La deuxième correspond à une zone de dépression OÙ se concentre l'essentiel des formations volcano-sédimentaires, dépression relative dans la mesure où pointent ça et là des écailles péridotito-gabbro'iques épousant la direction d'ensemble (par exemple, le Djebel Zaïtoun qui culmine mètres) ; c'est dans cette sorte de gouttière que l'on trouve les lambeaux de la transgression maes tricht ienne f orternent congloméra tique La troissme zone enfin représente l'unité basique-ultrabasique du Bassit qui se place donc dans le secteur occidental de la région du Bassit (cf fig 117) Cette unité comprend une nouvelle série de points hauts (par exemple 419 mètres pour le Sertlâne Dahr au Ziaret Gongor Godja ; 390 mètres au Djebel Sirlanlar) ; elle est formée de Péridotites de cumulats et de gabbros,et sur sa bordure orientale, au contact du volcano-sédimentaire, affleurent les diabases du complexe filonien (Qara %té - Ziaret Khodor), les laves en COUSsins du niveau inférieur (même secteur) et les laves en coussins du niveau supérieur auxquelles sont associés les principaux gisements de terre d'ombre (Qara Taté - Qabamaz?) 264

276 O dkm Fig Carte schématique du Baër-Bassit illustrant la position relative des différentes unités 265

277 m 4 al a al u rl m CI d al rl 266

278 m - U m Ia k 3 L a - - P n 2 o - c E P 7 a 7 P u rl m : 7 a a rl m JØ G a" rl c) O i O C m P4 263

279 O u O P a L a G rl al u a PI a PI w FI ld U d 2 rl a 1Cu v) I 8 U 4 M rl Fr 26b

280 CADRE TECTONIQUE tectonique tangentielle Deux styles tectoniques intéressent la région ophiolitique ouest syrien du nord- Le premier, tangentiel, préside à la mise en place des nappes ophiolitiques Le contact chevauchant de la masse basique-ultrabasique de l'unité du Baër est particulièrement net sur la presque totalité de sa bordure occidentale ; le pendage est d'environ ", parfois supérieur, et se fait vers le nord-est ; il est souligné par la présence de massifs amphibolitiques dont, nous l'avons vu, la formation serait due au métamorphisme des unités volcano-sédimentaires Cette semelle métamorphique infra-péridotitique dont la puissance peut atteindre 300 mètres forme un biseau sous la masse chevauchante, pendant en moyenne 30" NE La masse basique-ultrabasique a plissé, écrasé et laminé l'ensemble volcano-sédimentaire sur lequel elle repose vers le sud-ouest Le volcanosédimentaire forme de grands plis couchés et faillés d'axe NW-SE (cf fig 118) ; le pendage moyen est de même type que celui que l'on mesure dans les amphibolites, les plans de charriage de la masse du Bà& ou les écailles péridotito-gabbrdiques secondaires S'il est certain que dans l'ensemble, les formations de la dépression volcano-sédimntaire de la zone orientale de la région du Bassit passent sous la masse basique-ultrabasique du Ba&, formant toute une suite d'écailles plongeant vers le nord-est, en revanche, la nature du contact entre le volcanosédimentaire et l'unité ophiolitique du Bassit est moins claire Quelques affleurements suggèrent un passage du volcano-sédimentaire sous l'unité du Bassit ; dans ce cas, la dépression du Bassit oriental pourrait s'interpréter 264

281 comme une fenêtre dans l'ensemble de la nappe ophiolitique Mais, outre que dans ce cas on serait en droit d'attendre, au moins occasionnellement, la réapparition de la semelle métamrphique, la disposition d'ensemble de l'assemblage ophiolitique dans l'unité du Bassit (position du complexe filonien et des formations volcaniques associées sur son flanc oriental, pendage fruste de 1' ensemble péridotito-gabbro'ique vers le NE) et de nombreuses observations de détail sur le terrain montrent que, ii l'exception d'accidents cassants et tangentiels ultérieurs, le volcano-sédimentaire repose sur l'unité du Bassit Nous verrons dans la dernière partie comment cette observation peut peut-être s'intégrer dans le processus général de mise en place de la croûte océanique téthysienne sur la plate-forme arabique En fait, les contacts tangentiels qui séparent le volcano-sédimentaire des différentes formations ophiolitiques sont peu importants au regard du grand charriage de la nappe ophiolitique sur le substratum calcaire du Djebel Aqraa Bien que dans le secteur nord (région du Baër-Bassit ; cf carte de la figure 115), la direction de l'axe de ces contacts fasse avec celle de l'axe du plan de charriage général un angle de 30' environ, je ne pense pas que les accidents tangentiels qui découpent la nappe ophiolitique correspondent à une phase tectonique secondaire Dans le Djebel Aqraa, le contact entre l'ensemble ophiolitique et les formations volcano-sédimentaires qu'il draine, se fait sur les horizons calcaires du Maestrichtien inférieur et moyen, par l'intermédiaire d'une zone broyée où se retrouve la plupart des termes du volcano-sédimentaire auxquels s'associent quelques lentilles de serpentinites Au-dessus, viennent directement reposer les premières péridotites serpentinisées de l'unité du Ba'& tectonique cassante Tous les ensembles précédemment décrits sont compris dans une mosaïque de compartiments résultant de la tectonique cassante post-nappe Celle-ci affecte les formations du Ba'Er-Bassit (et l'ensemble du nord-ouest syrien) 2 partir du Miocène (cf carte Zi 1/50000) Le réseau de failles le plus important épouse une direction W-SW E-NE et doit me semble-t-il être mis en relation avec le mouvement de surrection de la chaîne du Djebel Aqraa C'est ce mouvement qui a vraisemblablement fait

282 basculer de 60' sud le plan du contact anormal majeur des péridotites sur leur substratum On peut également penser que la nappe ophiolitique n'a pas resisté au pliage consécutif à cette surrection et a cassé au point charnière ; un tel phénomène pourrait expliquer la formation de l'accident cassant du Baër- Bassit, zone étroite de fractures de direction W-SW E-NE située 1 une dizaine de kilomètres au sud de la ligne de contact péridotites/substratum calcaire et parallèle à celle-ci En fait, le contact anormal majeur des péridotites sur les calcaires du Djebel Aqraa est également faillé (la grande faille qui limite au sud le Djebel Aqraa se poursuit loin vers le sud-ouest jusqu'au cap Ras el Bassit où elle provoque, dans les calcaires de la transgression miocène, un rejeu d'au moins 150 mètres) Les failles qui affectent le contact et celles de l'accident cassant du Bab-Bassit présentent un coulissage senestre Ce coulissage, fonctionnant come un couple, aurait provoqué (WHITECHURCH, com orale) une légère rotation non-trigonométrique d'environ 20 à 30' de la région proprement dite du Bà&-Bassit ; ceci expliquerait que l'ensemble des pendages mesurés au nord de l'accident cassant du Ba&-Bassit aient une direction NE, ceux-ci étant franchement nord, au sud de l'accident 231

283 transgression post-nappe transgression post-nappe brèches à éléments ophiolitiques p6ridotites I l I I I Fig Formation bréchique B bléments ophiolitiques de la partie méridionale du secteur sud, environs de Safsaf (dessin d'après photo), - O 1 km transgression post-nappe brèche à déments ophiolitiques ml paquets de serpentine emballés dans la brèche ml roches de l'assemblage ophiolitique L I volcano-sédimentaire fig Carte schématique de la formation bréchique à éléments ophiolitiques 272

284 MISE EN PLACE DES OPHIOLITES Des deux chapitres précédents, il ressort déjà pratiquement que les nappes ophiolitiques du Baër-Bassit ont été mises en place du nord vers le sud La disposition générale des pendages vers le nord et la forme des biseaux de roches métamorphiques infra-péridotitiques viennent étayer cette hypothèse Deux autres arguments la renforcent I1 s'agit tout d'abord des observations que l'on peut faire sur le substratum des nappes ophiolitiques En effet, dans la vallée du Qara Dourane qui recoupe le massif du Djebel Aqraa, on constate (ROBERTSON ; com orale) que la sédimentation des termes maestrichtiens sur lesquels repose la nappe ophiolitique s'est faite du sud vers le nord ; or, ils ne contiennent aucun élément ophiolitique, ni mime volcano-sédimentaire Les termes conglonìératiques à éléments de roches vertes que DUBERTRET (1953) attribuait au sommet du substratum calcaire, ne font pas partie de la série maestrichtienne, mais correspondent à un peu de volcano-sédimentaire coincé sous les péridotites Ceci signifie donc que, avant leur mise en place, les ophiolites se trouvaient bien au moins au nord du Djebel Aqraa Un autre argument, peut être moins décisif mais cependant spectaculaire, réside dans la présence d'une formation particulière située 2 l'extrême sud de la région ophiolitique I1 s'agit d'une très importante formation bréchique de plus d' une centaine de mètres d'épaisseur, contenant essentiellement dans une matrice sédimentaire micro-bréchique et tuffacde des éléments ophiolitiques : lambeaux de serpentinites, brèches gabbroïques avec ici et là quelques blocs péridotitiques, brèches diabasiques (éléments de complexe filonien) et volcaniques, notamment du niveau supérieur ayant entrainé localement un peu de terres d'ombre Cette importante formation que l'on peut suivre sur plus d'un kilomètre (cf fig 119 et 120) provient vraisemblableillent du démantèlement du front de la nappe, et a du être poussée à l'avant de celleci 2 73

285 Enfin, les relations des nappes de la région ophiolitique du Ba&-Bassit avec leur substratum, et la transgression qui les surmonte, permettent d attri- buer un âge maestrichtien moyen à la mise en place de ces nappes O O O 2 74

286 QUATRIËM PARTIE ophiolites du nord-ouest syrien et croûte océanique téthysienne

287

288 Héraclite d'ephèse ( ) Pour conclure, j 'envisagerai dans ce chapitre l'évolution de l'assem- blage ophiolitique et des formations qui lui sont associées, depuis le début du processus d'océanisation jusqu'à la mise en place tectonique de tout cet enseroble sur la bordure septentrionale de la plate-forme arabo-africaine Une suite de coupes schématiques (cf fig 122 à 130) illustrera mn propos Tout processus d'océanisation débute par une fracturation de la croûte continentale à laquelle font suite les premiers épanchements volcaniques ; on peut raisonnablemat penser que les termes volcaniques les plus anciens rencontrés dans le volcano-sédimentaire correspondent grosso modo 2 cette première phase ; toutefois, si la fracturation intervient au Trias comme l'a postulé DERCOURi en 1970 pour le secteur téthysien occidental et moyen, elle ne débute peut-être pas seulement au Carnien-Norien (Trias supérieur), des venues volcaniques d'âge aniso-ladinien (Trias moyen) ayant été signalées, dans un contexte comparable, en dehors de la région étudiée (BRU" et al, 1970 ; GLENNIE et al, 1973) Mais avant &me d'en arriver au mécanisme proprement dit de la fractu- ration, des phénomènes volcaniques qui l'accompagnent et de l'océanisation qui lui fart suite, il convient de savoir dans quelle région se produit l'ou- verture d'une telle zone océanique Pour LAPIERRE et ROCCI (1976), un rift primitif d'axe sensiblement est- ouest se formrait au dépens de la bordure septentrionale du continent arabo- africain, parallèlement â l'axe d'un vieil océan téthysien déjà présent au Paléozoïque (DIETZ et HOLDEN, 1970 ; DEWEY et al, 1973), et ce phénomène expliquerait d'une part les différences que ces deux auteurs relèvent entre les assemblages ophiolitiques externes et internes de la Méditerranée orien- tale (formation de mer marginale avec manifestations volcaniques d'arc 2 77

289 insulaire dans le premier cas, océan ouvert et manifestations volcaniques de ride dans le second cas), et leur permet d'autre part d'attribuer aux formations volcano-sédimentaires qui jouxtent le massif du Troodos une origine septentrionale se faisant au dépens d'un fragment arabo-africain rejeté au nord de la mer marginale par suite du processus d'expansion Une telle interprétation soulève quelques objections : tout d' abord, la distinction entre les ophiolites qui seraient issues d'un océan téthysien au sens strict et celles qui proviendraient d'une mer marginale située au sud de cet océan, repose pour l'instant sur des différences qui s'expriment seulement au niveau du chimisme des laves ; or, ces différences ne sont peuteêtre que localisées à ce niveau et ne proviennent pas nécessairement de deux zones génétiques différentes d'autant plus que l'on ne sait pas encore relier de mani ère certaine les car act ères chimiques avec 1 ' environnement gé0 tectonique Deuxièmement, le fait d'attribuer aux nappes de Mamonia une origine et une mise en place septentrionales n'est pas d'une nécessité absolue et ROBERTSON et WOODCOCK (com orale, Cambridge, J 976) envisagent d'ailleurs au contraire pour ces mêmes formations une origine et une mise en place méridionales J'ai de mon côté signalé plus haut que si le sens du charriage des ophiolites et roches connexes du Ba&-Bassit se fait du nord vers le sud comme cela est le cas pour l'ensemble des massifs basique-ultrabasiques du croissant ophiolitique péri-arabe (RICOU, 1971), tout indique en revanche que la sédimentation du volcano-sédimentaire et des calcaires de plate-forme du Maestrichtien myen sur lesquels se mettent en place les ophiolites, se fait du sud vers le nord Par ailleurs, ARGYRIADIS (1975) a montré qu'aucun hiatus à fond océanique ne sépare Zi la fin du Paléozoïque l'afrique de l'europe, les deux blocs étant soudés depuis le choc hercynien ; les deux continents sont toutefois séparés par une gouttière marine présentant du nord vers le sud 2 cette époque, trois zones distinctes : un sillon péri-hercynien qui jouera jusqu'à la in du Permien le rôle d'un "piège en creux" pour les sédiments grossiers et mal triés provenant de l'érosion du domaine hercynien ; un haut-fond séparant pendant toute cette période le sillon péri-hercynien du domaine africain ; un domaine africain, méridonal, à sédimentation essentiellement calcaire, mais dont les sédiments détritiques bien classés sont d'origine typiquement africaine La cassure téthysienne se produirait au début du Mésozoïque, et serait oblique par rapport aux directions antérieures, recoupant à l'ouest la chaîne hercynienne et le sillon péri-hercynien, le haut fond au niveau des HelGnides, et, dans le secteur qui nous intéresse, la plate-forme arabo-africaine proprement dite (cf fig 12 1)

290 Domaine marginal araboafricain (epicontinental) Cassure t&thysienne disposition d i lo cassure t6thysienned m6sozolquspar rapport aux blocs afri et europeensolidoirer ou poleozoïque sup Les r6gions pourvues d'un asterisque sont caller dont Ia position tectonique est incertoine I ARGYRIADIS 1974 Fig Cassure téthysienne mésozoïque (d'après ARGYRIADIS, 1975) A ce propos, on retrouve ici en partie le schéma proposé gar LAPIERRE et ROCCI lop dt), la bordure nord de la cassure téthysienne correspondant également b un morceau de plate-forme africaine ; dans ces conditions, il est évidemment fort possible que des apports détritiques proviennent de ce fragment africain ; cet éventuel apport qui pourrait être également typique- ment africain, se ferait sur le flanc téthysien septentrional du nord vers le sud Mais, comme nous le verrons plus loin, il me semble difficile qu'il soit repris lors de mise en place des ophiolites, aussi bien à Chypre que dans le nord-ouest syrien D'ailleurs, b moins d'admettre comme le font LAPIERRE et ROCCI (op dt), l'existence d'un océan séparant la zone eura- sienne d'une mer marginale et de son fragment africain septentrional, les apports détritiques de la bordure nord téthysienne qui pourraient évidemment 2tre en partie africains, devraient cependant être différents en raison de la possibilité d'apports venant de la zone hercynienne par suite de la dis- parition b la fin du Paléozdique du haut-fond décrit plus haut Nous voyons en tout cas, qu'il convient de toujours définir ce que l'on entend par origine en prenant bien soin de préciser s'il s'agit du sens des apports ou du sens du déplacement tectonique, ce que je ferai dans la suite de cet exposé

291 La figure J21 montre les premiers stades de la fracturation ; elle affecte la bordure nord de la plate-forme africaine et s'accompagne de volcanisme et d'apports détritiques importants (par exemple, grès triasiques de Chypre) ; on assiste 1 l'établissement de récifs soit pendant les périodes de relachement de l'érosion, soit B l'avant de la zone à dépôts détritiques ; une structure en horst et graben est retenue, car elle rend bien compte des types de relation observés sur le terrain entre calcaires à Daonelles ou Halobies, grès, pélites et volcanisme Dans le Baër-Bassit, le volcanisme tholéiitique associé aux sédiments triasiques présente une légère tendance alcaline (PARROT et VATIN-PERIGNON, op &t) ; ce caractère est confirmé par la distribution des teneurs en terres rares ramenées aux chondrites (cf plus haut) A Chypre (LAPIERRE, 1972 ; 1975 ; LAPIERRF, et ROCCI, op &k) et P Antalya, Turquie (JUTEAU et MARCOUX, 1973 ; JUTEAU, 1974), le volcanisme associé aux &mes sédiments triasiques est nettement plus alcalin Si les marges continentales actuelles, correspondant aux premiers stades du développement des bassins océaniques contemporains (VINE et HESS, 1971 ; SCRUTTON, 1972), sont essentiellement composées de basaltes tholéiitiques (COMPSTON et al, 1968), on connait en revanche dans la Mer Rouge, une zone d'océanisation dont les roches volcaniques présentent un caractère transitionnel entre le domaine tholéiitique et alcalin (TREUIL et VARET, 1973) HYNES (1974) attribue aux premiers stades de l'océanisation dans l'othris, qui renferme des termes comparables 2 ceux de Chypre, un volcanisme de ce type La figure 122 illustre le départ du processus d'océanisation L'océanisation débute 1 la fin du Trias ou au début du Jurassique, voire, au plus tard, au début du Jurassique moyen, le volcanisme alcalin intraplaque se produisant au Jurassique supérieur Pendant que sur les bords de l'océan nouvellement créé, et faisant suite aux dépôts gréseux, se forment des calcaires et des marno-calcaires de plate-forme, on passe progressivement par l'intermédiaire de formations pélitiques renfermant encore quelques petits niveaux volcaniques, aux radiolarites du domaine pélagique I1 se forme P cette époque une carapaee doléritique sous laquelle s'organise la chambre magmatique où se déposeront les cumulats ; les bordures figées de la chambre correspondent latéralement aux zones d' alimentation des manif es tations volcaniques de la phase d'ouverture, zones qui doivent encore jouer sporadiquement, comme l'atteste la présence de venues effusives dans les niveaux supérieurs des formations pélitiques La figure 123 rend compte du "régime de croisière " de l'océanisation selon un modèle fonctionnant en continu (GREENBAUM, 1972 ; ALLEGRE et a1,1973; 2 80

292 3 a +- F n a iï 2 bl

293 'al +J b I l T-\ \ Z 2 b2

294 PARROT et RICQU, 1976), laissant de côté, au stade de ce schéma, la possibi- lité d'une succession d'intrusions emboitées (SHEWING et al, 1975) Pendant que sur les bords de la plate-forme africaine se déposent au Jurassique des calcaires, une sédimentation de pélites et cherts se produit au départ des zones pélagiques, passant progressivement, comme précédemment, h des jaspes et radiolaires dans les zones les plus pélagiques, c'est 5 dire lorsque l'on se rapproche de la ride (18) A la fin du Jurassique et au début du Crétacé (cf fig 125), par suite de fracturations dans la croûte océanique et accessoirement sur la pl&te-forme (formations volcaniques oxfordiennes du Djebel Alaouite ou Djebel Ansarieh), apparaît un volcanisme intraplaque fortement alcalin, tout à fait semblable 2 celui qui a par exemple été décrit par STRONG et HARRIS (1974) 2 Terre-Neuve La compression qui affecte l'ensemble du système 3 la fin du Crétacé, provoque la rupture de la croûte océanique On peut raisonnablement penser que celle-ci a cédé plus facilement à l'endroit où elle était le moins howghe, soit précisément là où se situait la chambre magmatique qui venait de cesser d'être alimentée, mais n'avait pas encore achevé sa cristallisation Une intense fracturation devrait alors se produire (cf fig J24), chassant brutalement une partie des produits non cristallisés A ce phénomène se joint peut-être également, par suite de l'emboutissement dû au démarrage de la subduction de la lèvre africaine (cf fig 127), un échauffement rapide des niveaux où se produisait la fusion partielle qui alimentait antérieurerent la chambre magmatique L'un ou l'autre de ces phénomènes ou bien l'action conjuguée des deux entraîneraient la ponction profonde et l'évacuation accélérée d'un magma peu évolué Et ce magma serait B l'origine des venues hypertholéiitiques formant les niveaux volcaniques somdtaux de l'assemblage ophiolitique (niveau supérieur des laves en coussins du Ba&-Bassit, "upper pillow-lavas" du Troodos et de l'oman) Une telle interprétation laisse supposer que pendant la venue des derniers termes volcaniques, l'ensemble fonctionne partiellement en arc volcanique ; ce type de fonctionnement n'affecterait le système qu'à la fin de son existence, et non pendant la majeure partie de sa durée comme l'avance MIYASHIRQ (1973) D'ailleurs si PEARCE et CA" (1973) avaient montré que la quasi-totalité des laves du Troodos appartient h une ancienne ride, je rejoins (18) dans la suite de l'exposé, je ne prendrai en compte que ce qui se passe au sud de la ride téthysienne, tout d'abord parce que ce qui se passe au nord doit-être à peu près symétriqueyensuite parce que, nous le verrons, seuls les sédiments méridionaux joueront un rôle dans le schéma proposé, au niveau du secteur étudié 283

295 cn

296 ici l'hypothèse avancée par PEARCE (1975) qui envisage pour les termes volcaniques sommitaux une évolution de la ride en arc insulaire,; de plus, cet arc volcanique doit rapidement avorter, car en effet, si les laves en coussins sommitales de Chypre et du Ba&-Bassit sont comparables aux premiers termes de la série des roches pigeonitiques de KUNO C1968), elles ne présentent pas de différenciation, leurs transformations étant d'une toute autre nature Un arc volcanique étant bien entendu limité par rapport à l'ensemble d'une croûte, ceci pourrait correspondre au fait que seule jusqu'h plus ample informé, la guirlande des massifs ophiolitiques méridionaux, depuis Chypre jusqu'à l'oman (SMEWING et al, 1976), renferme ce type de formation volcanique ; les différences signalées au niveau des laves entre les ophiolites plus internes de Turquie et cette frange ophiolitique méridionale, ne seraient donc dues qu'à l'observation de portions plus ou moins internes d'une même croûte océanique charriée sur l'ensenhle africain qui ressortirait en fenêtre au niveau des Taurides (RICOU et al, 1976) Pendant que se poursuit la subduction ("), les formations volcano-sédimentaires primitivement situées au sud de la ride médio-téthysienne sont en partie entrainées sous la lèvre septentrionale, en partie plissées et écaillées 1 l'avant de celle-ci (cf fig 127) Le volcano-sédimentaire entrainé par la subduction le long du plan de Bénioff est alors soumis 1 un processus métamorphique dont l'intensité reste longtemps comme l'indique la disposition des courbes isothermes dans la partie sodtale de la croûte océanique subductde OXBURGH et TURCOTTE, 1968 ; TOKSOZ et al, 1971 ; SUGIMURA et UYEDA, 1973) ; la distribution de ces courbes montre que ce sont essentiellement les roches du volcano-sédimentaire, qui, si elles sont effectivement entrainées, sont le plus affectées par le métamrphisme, mais qu'une petite partie du niveau moyen de la portion septentrionale de la croûte océanique est susceptible d'être également touchée, ce qui expliquerait que l'on retrouve dans le Bdr- Bassit, sous les grandes écailles péridotitiques charriées, des métagabbros au-dessus de la série amphibolitique d'origine volcanc-sédimentaire (WHITE- CHURCH et PARROT, 1974) I1 est bien évident que lorsque le mécanisme de subduction se poursuit, les roches antérieurement métamorphisées sont entrainées dans le manteau où elles disparaissent avec la portion de croûte océanique qui les supporte Aussi le mécanisme décrit n'intéresse-t-il que les formations volcano-sédimentaires qui viennent tout juste de s'engager sur la partie supérieure du (19) Le plan de subduction plonge vers le nord, induisant le charriage ultérieur de la croûte océanique sur la plate-forme arabo-africaine 2 b5

297 plan de Bénioff avant que ne se produise l'obduction de la portion "européenne" de la croûte téthysienne A ce stade cornmence le charriage de la croûte océanique sur la plateform arabo-africaine L'étude des différents types de relation existant entre volcano-sédimentaire et ensemble ophiolitique montre que ce phénomène s'est produit suivant deux modalités légèrement différentes si l'on compare ce qui s'est passé dans la région du Ea% -Bassit 2 ce qui s'est passé 2 Chypre Ce qui se passe au niveau de l'ensemble Hatay-nord-ouest syrien représente le cas le plus simple (cf fig 128) On assiste à une obduction nordsud de la croûte océanique sur la plate-forme arabo-africaine ; la croûte océanique entraine dans son mouvement une partie des roches métamorphiques par l'intermédiaire desquelles elle était précédemment en contact avec la portion méridionale de croûte subductée ; elle entraine également le volcanosédimentaire plissé qui n'avait pas encore subi le phénomène de subduction Ce grand mouvement continu expliquerait toutes les concordances structurales observées entre les ophiolites, les amphibolites et le volcano-sédimentaire (il est d'ailleurs possible qu'il y ait localelnent au front de la nappe des arrachements de la portion de croûte océanique africaine non encore complètement subductée, ce qui pourrait en partie expliquer les différences observées entre les deux principales unités basique-ultrabasiques du nord-ouest syrien) Au Maestrichtien, Chypre est soumise à un mouvement de rotation trigonométrique d'environ 90' (MOORES et VINE, 1971 ; PARROT, 1973 ; d'après les études récentes de LAUER et BARRY, 1976, cette rotation serait en fait de 70') ; l'éventuelle conjugaison de ce mouvement et de celui qui résulte de l'obduction nord-sud de la croûte océanique pourrait accélérer le plissement du volcano-sédinaentaire, en provoquant, dans le secteur des nappes de Marnoniay son déversement et son chevauchement du sud vers le nord sur le massif du Troodos (ROBERTSON et WOODCOCK, 1976) Toutefois, ce déversement pourrait n' ëtre pas contemporain du mouvement de rotation, LAUER et BARRY (op dtj ayant montré que celui-ci ne semble pas avoir affecté les "upper pillow-lavas" Au déversement des nappes de -nia (cf fig 129), doivent évidement faire suite des mouvements tangentiels nord-sud affectant la masse ophiolitique ; on les observe au coeur du Troodos (BORTOLOTTI et al, 1976) ; c'est sans doute à la faveur de ces mouvements tectoniques qu'apparaissent au sud de 1' île quelques copaux amphibolitiques 286

298 I M E 281

299 Les mouvements de surrection qui touchent le massif du Troodos au Miocène, ont un contre-coup dans la région Hatay-Baër-Bassit ; ce sont eux qui sont responsables de la surrection de la plate-forme arabique dans le Djebel Aqraa qui scinde, à partir de ce moment là, la nappe ophiolitique en deux secteurs : le Hatay au nord et le Baër-Bassit au sud 2 bd

300 Placée à l'extrémité occidentale de la ceinture des nappes ophiolitiques charriées sur le pourtour septentrional de la plate-forme arabique, située en regard de l'île de Chypre dont elle prolonge vers l'orient les formations et les structures, la région ophiolitique du Bà&-Bassit (nord-ouest de la Syrie) représente un maillon important de l'ensemble téthysien oriental On y observe une tectonique tangentielle d'âge intra-maestrichtien contemporaine de la mise en place des ensembles basique-ultrabasiques et roches associées, et une tectonique cassante ultérieure affectant, au moins jusqu'au Miocène, l'ensemble des formations du nord-ouest syrien Lors du charriage des unités ophiolitiques, celles-ci ont poussé et chevauché une série volcano-sédimentaire d'âge triasique supérieur, jurassique et crétacé inférieur et moyen, correspondant à une série supra-crustale océanique formée à proximité de la plate-forme arabo-africaine, dans le secteur sud de l'acéars téthysien Cette série renferme deux niveaux effusifs distincts: l'un d'âge triasique supérieur, l'autre d'äge fini-jurassique début crétacé L'assemblage ophiolitique du Ba& - Bassit est constitué par des tecto- nites harzburgitiques (restites etfou cumulats ultérieurement déformés), des cumulats péridotitiques parfois entièrement recristallisés ainsi que les 2 b4

301 gabbros qui leur font hédiatement suite, des gahfiros lités, des dykes essentiellement diabasiques recoupant isolément les gabbros dans les horizons inférieurs pour devenir coalescents dans les niveaux supérieurs et former un véritable complexe filonien, et deux niveaux de laves en coussins, l'un, inférieur, tholéiitique et directement lié au complexe filonien, l'autre, supérieur, hypertholéiitique et discordant sur les deux formations antérieures ; 2 ce dernier niveau de laves sont associées des formations argileuses magnésiennes fines décrites 1 Chypre sous le nom de l'terres d'ombre'' I1 correspond au front sud des nappes ophiolitiques Les contacts tangentiels de l'unité du Baër sont soulignés par la présence d'une semelle métamorphique infrapéridotitique pouvant atteindre 300 mètres d'épaisseur, et dont le matériel d'origine proviendrait des séries volcano-sédimentaires plissées qu'elle chevauche, ces séries ayant été transformées dans des conditions de faciès amphibolite-schistes verts L'étude pétrographique et géochimique de l'assemblage ophiolitique du BaërBassit a montré qu'il s'apparente étroitement aux massifs voisins du Hatay et du Troodos avec lesquels il a dû former antérieurement un seul et même ensemble ; l'appartenance à ce même ensemble des massifs ophiolitiques situés plus au nord en Turquie paraît vraisemblable L'assemblage ophiolitique du Ba&-Bassit serait lié 2 la formation d'une croûte océanique, la croiite téthysienne, engagée dans un processus d'expansion relativement lent La majeure partie des dykes constituant le complexe filonien et les niveaux inférieurs de laves en coussins proviendraient directement de cet épisode En revanche, le niveau supérieur des laves en coussins n'appartiendrait pas b proprement parler au processus d'expansion ; il correspondrait soit i la phase terminale du fonctionnement de la ride, soit au début de la phase de compression, voire m3me au début d'une subduction affectant la croûte océanique Les plagiogranites qui recoupent les péridotites et la base de la série gabbroïque litée, pourraient éventuellement provenir de cette subduction qui induit le charriage ultérieur des ophiolites Ce même mécanisme provoquerait le métanaorphisme d'une partie des séries volcano-sédimentaires Le volcano-sédimentaire est représenté par une série continue allant du Trias supérieur au Turonien Sa formation est 2 mettre en relation avec le processus d'expansion au cours duquel se form, pendant la même période, la

302 croûte océanique téthysienne Les apports détritiques et les niveaux de cal-, caires remaniés associés à l'ensemble des termes pélagiques de la série volcanosédimentaire mettent en évidence la proximité de la plate-forme continentale sur laquelle cette série sera ultérieurement charriée Les manifestations volcaniques datées du Trias supérieur proviennent des phases distensives qui accompagnent la fracturation de la bordure septentrionale de la plate-forme arabo-africaine, et président au demarrage du processus d'expansion du futur océan téthysien En coulées ou en coussins, les laves triasiques sont tholéiitiques, mais présentent une légère tendance alcaline Le niveau volcanique dont l'âge serait fini-jurassique début crétacé comprend, de la base vers le sommet, des téphrites, des basanites et des lamprophyres, tous h débit en coussins, et d'importantes coulées phonolitiques Cet ensemble péralcalin, généralemnt sous-saturé, et associé h des jaspes compacts h radiolaires, est interprété come le résultat d'une manifestation volcanique intra-plaque océanique La région ophiolitique du Ba&-Bassit correspondrait au front d'un ensemble de nappes charrié au Maestrichtien sur le pourtour de la plate-forarabique et dont l'enracinement se ferait plus au nord, en Turquie Elle représenterait la bordure sud du secteur septentrional obducté de la croûte océanique téthysienne qui se formerait dans cette région à partir du Trias supérieur, voire du Jurassique inférieur ou moyen La subduction du secteur méridional de la croûte téthysienne sous le secteur nord, aurait entraîné une modification du processus magmatique responsable de la formation sur le bord sud du secteur septentrional, d'un niveau supérieur de laves en coussins Fì caractères bien particuliers, laves en COUSsins que l'on retrouve dans quelques-uns des massifs ophiolitiques les plus méridionaux : Chypre et l'oman Cette modification du processus magmatique n'affectant par définition qu'une zone relativement étroite, ceci pourrait expliquer les quelques différences observées au niveau du chimisme des laves entre tes trois massifs et les massifs plus internes de Turquie qui, tout en faisant partie d'une Gme croíite océanique, appartiendraient à des périodes différentes de son histoire Les séries volcano-sédimentaires formées sur le secteur méridional de croûte océanique téthysienne auraient été en partie entraînées par la

303 subduction, provoquant leur &tamorphisme ; les métamorphites ainsi crées auraient été partiellement arrachées B cette zone lors de la phase terminale du cbarriage sur la plate-forme arabo-africaine Les séries volcano-sédimentaires non métamorphisées auraient été plissées et' poussées B l'avant de la croûte océanique obductée lors de cette mase phase

304 ABSTRACT Located at the western end of the ophiolitic belt of nappes overthrust on the arabian platform northern border, and situated opposite Cyprus forming an eastern extension of its formations and structures, the BaZ-Bassit ophiolitic area (north-western Syria) represants an important region for the knowledge of of the eastern Tethys We observe here a tangential tectonismus of intra-maestrichtian age, corresponding to the basic-ultrabasic and related rocks emplacement ; moreover, an other phase have broken all the north-western Syrian formations, at least up to the Miocene During the thrusting, the ophiolotic sheets pushed in front of them a volcano-sedimentary series of upper Triassic, Jurassic, lower and middle Cretaceous age, corresponding to ocean floor sediments laid down close the arabian-african platform, in the southern sector of the tethyan ocean This series contains two distinct levels of volcanic formation : one dating from the upper Triassic, and the other one from the end of Jurassic and the beginning of Cretaceous period The opkiowc conipkex The Ba&-Bassit ophiolitic complex consists of harzburgite tectonites (restites and/or cumulates subsequently deformed), peridotitic cumulates which are sometimes fully recrystallised as well as the gabbros which directly succeed them, bedded gabbros, diabasic dykes cutting separately through the 297

305 gabbros in the lower horizons to coalesce in the upper level forming thus a veritable dyke complex, and two layers of pillow lavas, the lower one tholeiitic and directly related to the dyke complex, the upper one hypertholeiitic and lying with an unconformity on the two earlier formations ; a fine magnesian clay formation first described in Cyprus as "umber", is associated with the upper volcanic level This complex corresponds to the southern front of ophiolitic nappes ; the roots of them are found to the north, in Turkey Tangential contacts of the Ba& unit are emphasized by the presence of an infra-peridotitic layer of metamorphic rocks which may attain a thickness of 300 m The original material of this metamorphic layer is probably a part of the volcano-sedimentary series transformed into green schists and amphibolites Petrographic and geochemical study of the Baër-Bassit ophiolitic complex showed that it closely resembles the neighbouring massifs of Hatay and Troodos, with which it must, at somme previous time, have formed one and the same unit ; it seems probable that the ophiolitic massifs situated further north, in Turkey, also belonged to this same nappe The Ba&-Bassit ophiolitic complex would seem to be linked with the formation of an oceanic crust, the tethyan oceanic crust, engaged in a relatively slow spreading process Most of the dykes constituting the sheeted complex, as well as the lower level of pillow lavas, would have originated directly from this period On the other hand, the upper level of pillow lavas would not appear to be directly associated with the process of spreading, but to correspond either with the final stage of the ridge, or with the beginning of the compression or even with the beginning of the oceanic crust subduction The plagiogranites cutting the peridotites and the base of the bedded series of gabbros might perhaps originate in this subduction period, which induced the subsequent ophiolitic thrusting This same mechanism could have been responsible for the metamorphism of some of the volcano-sedimentary series The volcano-sedimentary formation is represented by a continuous series from the Upper Triassic to the Turonian Its formation must be related to the spreading process, in the course of which, and during the same period, the tethyan oceanic crust was formed The deposits of silt and the layers of detrital limestones associated with all the deep-sea members of the volcano-sedimentary series show the proximity of continental platform over which this series was later thrust

306 The volcanism dating from the Upper Triassic result from the stages of distension which accompanied the fracturing of the northern edge of the Arabian-African platform, and coincided with the initiation of the spreading process of the future tethyan ocean Whether in flows or in pillow form, the Triassic lavas are tholeiitic, but show a slightly alkaline tendency The second volcanic level, which must date from the end of the Jurassic or the beginning of the Cretaceous, consists, from the base upwards, of tephrites, basanites and lamprophyres, all in pillow form, and considerable phonolite flowsthis peralkaline complex, generally unsaturated, and associated with compact radiolaritic jaspers is believed to result from an oceanic "wi thin-p la tell volcanism The Ba&-Bassit ophiolitic area would seem to correspond to the front of an ensemble of nappes thrust up during the Maestrichtian period over-riding the edge of the Arabian plate, the roots of these nappes probably lying further north, in Turkey It would appear to represent the southern edge of the upthrusted northern sector of the tethyan oceanic crust which began to form in this region during the Upper Triassic or the Lower of f4iddle Jurassic period The subduction of tethyan crust southern district under the northern oceanic margin would have led to a change in magmatic processes which would have produced the upper levels of hypertholeiitic pillow lavas on the southern rim of the northern district In fact, those lavas with specifica1 characters are present all around the arabian platform, in the most "meridional" ophiolitic complexes : Cyprus, Ba&-Bassit and Oman The change in magmatism would by definition occur in a relatively narrow zone ; this would explain the chemical differences observed when comparing the lavas on both these three complexes and the more "internal" Turkish massifs, which, although belonging to the same oceanic crust, would appear to correspond to a different stage of its formation The volcano-sedimentary series formed on the southern district of the tethyan oceanic crust would have been partially subducted and metamorphosed ; the resulting metamorphic rocks would have been partly extracted from the subduction zone during the final stages of thrusting on the Arabian-African platform The unmetamorphosed volcano-sedimentary series would have been folded and pushed in front of the oceanic crust upthrust during the same stage

307

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326 TABLE DES FIGURES ET DES TABLEAUX FIGURE S 1 - Le croissant ophiolitique péri-arabe (d'après RICOU, 1971) Carte géologique schématique du nord-ouest syrien et des régions ophiolitiques voisines (d' aprss DUBERTRET, 1953) Ophiolites du Proche et Moyen Orient Carte géologique et structurale de la région ophiolitique du nord-ouest syrien Succession des formations du complexe ophiolitique de Papouasie orientale (d'après DAVIES, 1971, simplifié) 6 - Succession des formations des complexes ophiolitiques ordoviciens de Terre-Neuve (d'après CHURCH, 1972) 7 - Logs schématiques de quelques massifs ophiolitiques de Méditerranée orientale et du Moyen-Orient (d'après MESORIAN, 1973) Log synthétique des formations ophiolitiques du Baër-Bassit Carte géologique schématique montrant les relations entre les unités du Baër et du Bassit Position des lieux cités dans le premier chapitre Tectonite harzburgitique (dessin d'après photo) 22 I1 - Dunite harzburgitique du Djebel enn Nisr (dessin dj après photo) Cumulat déformé (dessin d'après photo) Cumulat harzburgitique (dessin d'après photo) Cumulat lherzolitique (dessin d'après photo) Péridotite plagifère (dessin d'après photo) Si02, MgO et MgO/SiO, en fonction de la perte au feu Position géographique des échantillons péridotitiques analysés

327 Position des échantillons analysés sur le diagramme triangulaire Olivine-Orthopyroxène-Clinopyroxène - Position des échantillons péridotitiques analysés sur le diagramme AFM - Report des péridotites analysées sur le diagramme A1203- MgO-Ca0 Comparaison avec quelques autres ensembles ophiolitiques et échantillons dragués - Filons gabbroïques rodingitisés recoupant les péridotites sur la côte ouest du Bassit (dessin d'après photo ; cliché Dubertret) - Gabbro transformé du Djebel enn Nisr (dessin d'après photo) - Position géographique des échantillons gabbro'iques analysés - Report des gabbros analysés sur les diagrammes triangulaires PI-Px-O1 et P1-Cpx-OPx - Position des gabbros analysés sur les diagrames triangulaires AFM et Na-K-Ca - Illustration de l'hypothèse de GOODE (1976) expliquant la formation du litage dans les gabbros - Bloc diagramme illustrant quelques types de relations existant entre les filons du complexe filonien - Dykes épars dans les gabbros (route Lattaquié-Antioche ; secteur turc ; 2 km après la frontière syro-turque ; dessin d' après photo) - Carte de situation des échantillons doléritiques analysés - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des dykes du complexe filonien et des dykes épars recoupant les gabbros - Répartition des dykes sur les diagrammes CaO/Na2O + K20 et Ca0/Al2O3 ; comparaison avec deux complexes filonien voisins - Position des dykes sur les diagrmes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-Ol'-Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971) - Répartition des dykes sur le diagramme Q-Hyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY, 1962) ; évolution selon les teneurs en Fe203 calculées - Corrélations deux B deux des éléments dosés dans les gabbros hôtes de filons diabasiques (PARROT et VATIN-PERIGNON, 1974) - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les dykes recoupant les gabbros lit& - Corrélations deux à deux des éléments dosés dans les dykes du complexe filonien - Carte géologique schématique du complexe filonien et des laves en coussins associées ; ensemble situé au dos de l'unité du Bassit ; position des échantillons analysés dans ce secteur - Colonne stratigraphique synthétique du complexe filonien et des laves associées - Lame mince d'une bordure d'un coussin de lave du niveau supérieur (dessin d'après photo) - Position géographique des échantillons analysés dans la série des laves en coussins inférieures et supérieures - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves en coussins du niveau inférieur

328 42 - Répartition sur les diagrammes CaO/Na20 + K20 et CaO/A1203 des laves en coussins du niveau inférieur ; comparaison avec le complexe filonien 43 - Distribution des éléments majeurs des laves en coussins du niveau inférieur en fonction de l'indice de solidification ; comparaison avec les dykes - Position des laves en coussins inférieures sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-O1'-Q1 (IRVINE et BARAGAR, 1971) - Position des laves en coussins inférieures sur le diagramme index de coloration/an% (IRVINE et BARAGAR, 1971) 46 - Répartition des laves en coussins du niveau inférieur sur le diagramme Q-Hyp-Diop-Ol-Neph (YODER et TILLEY, 1962) selon les teneurs en Fe203 calculées 47 - Répartition des laves en coussins du niveau supérieur sur selon les teneurs en le diagramme Q-Hyp-Diop-Ol-Neph Fe203 calculées - Evolution des teneurs en oxydes en fonction de H20+ dans les dykes (a), les laves en coussins inférieures (b) et supérieures(c) - Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves en coussins du niveau supérieur - Répartition des laves en coussins du niveau supérieur sur les diagrammes CaO/Na20 + K20 et CaO/A Distribution des éléments majeurs des laves en coussins du niveau supérieur en fonction de l'indice de solidification ; comparaison avec les laves en coussins du niveau inférieur a - Comparaison de la distribution sur le diagramme AFM des laves en coussins des niveaux inférieur et supérieur des massifs du Bak-Bassit et du Troodos JI8 52b - Comparaison de la position sur le diagramme AFM des roches constituant six massifs ophiolitiques de la Méditerranée Orientale Comparaison des histogrammes de répartition des dléments majeurs dans le complexe filonien, et les laves en coussins des niveaux inférieur et supérieur ; teneurs en oxydes recalculées sur base anhydre Répartition des laves en coussins supérieures sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Nel-O1'-Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971) Position des laves en coussins supérieures sur le diagramme indice de coloration/an% (branche sodique) 120 * Position des laves en coussins supérieures sur le diagramme indice de coloration/an% (branche potassique) Corrélations deux b deux des éléments dosés dans les 'Laves insérieures Corrélations deux b deux des éléments dosés dans les laves en cous sins supérieures Comparaison des laves en coussins supérieures du Baër-Bassit, du Troodos et des komatiites de différents massifs Position géographique des principaux affleurements de terres d'ombre du Bassit Mode de gisement des terres d'ombre du Bassit 138 i u J

329 62 - Carte schématique d'un gisement de terres d'ombre compris dans les laves en coussins supérieures ; environs de Qara Tâte ( ad-de f 1 eh) Corrélation de quelques éléments en trace avec les pourcentages en Fe et Mn Evolution des teneurs en élément-traces des laves en coussins non altérées et altérées vers les terres d'onibre Teneurs en TR dans les terres d'ombre et les laves associées I Carte de situation des massifs métamorphiques étudiés Déformations synschisteuses et postschisteuses affectant les schistes amphiboliques des écailles métamorphiques situées au nord de l'accident majeur de Kesladjouq -Fellah B Qarakilisse Diagramme de De LA ROCHE [ (Al+Fe+Ti) /3-KJf C(Al+Fe+Ti) /3-Na] 69 - Report sur stéréogrammes des pôles de plan de schistosité et axes de microcharnières des déformations postschisteuses et présentation statistique des orientations pour chacune des écailles métamorphiques Conditions théoriques de formations B partir du matériel volcano-sédimentaire du métamorphisme amphibolite-schistes verts (a) ou du métamorphisme amphibolite-schistes bleus (b), dans une zone de subduction Position géographique des plagiogranites analysés Coupe schématique de l'unité basique-ultrabasique du Bassit illustrant les relations des plagiogranites avec leur encaissant Répartition des plagiogranites sur les diagrammes triangulaires AFM et Na-K-Ca Position des plagiogranites analysés sur les diagrammes triangulaires An-&'-Or et Ne'-01'-Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971) Position géographique des sites datés du volcano-sédimentaire I Succession stratigraphique synthétique des formations du vo 1 cano- s édiment ai re 77 - Position géographique des laves triasiques analysées Répartition des laves triasiques sur le diagramme Q-Hyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY, 1962) selon les teneurs en Fe203 calculées Position des laves triasiques analysées sur les diagrames triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-Ol'-Q'(IRVINE et BARAGAR, 1971) Répartition sur le diagramme alcalins/si02 des laves triasiques I Répartition des laves triasiques sur les diagrammes CaO/Na20 + K20 et Ca0/Al2O Distribution des éléments majeurs des laves triasiques en fonction de l'indice de solidification Position des laves de l'assemblage ophiolitique et des laves triasiques sur le diagramme Ti02/P Corrélations deux B deux des éléments dosés dans les laves triasiques Localisation du volcano-sédimentaire renfermant des séries alcalines Carte géologique du secteur de Turkmânnli(Tmmah) U

330 87 - Coupe du volcano-sédimentaire de TurkmZlnnli (Tam?nah) 88 - Coupe du-volcano-sédimentaire de Beit Oueli Hassane (Bët Hasin) 89 - Colonne stratigraphique synthétique de la formation de Turkmânnli 90 - Laves en coussins lamprophyriques (dessin d'après photo) 91 - Lave lamprophyrique (lame mince ; dessin d'apres photo) 92 - Coulée phonolitique (dessin d'après photo) 93 - Phonolite (lame mince ; dessin d'après photo) 94 - Trachyte (lame mince ; dessin d'après photo) 95 - Xénolithe lamprophyrique dans une phonolite (lame mince; dessin d'après photo) 96 - Carte de situation des échantillons analysés dans la région de, Turkmânnli (Tamîmah) 97 - Carte de situation des échantillons analysés dans l'ensemble de la région du Bak-Bassit 98 - Répartition des échantillons de la série alcaline sur le diagramme alcalins/si Position des laves alcalines sur les diagrammes triangulaires An-Ab'-Or et Ne'-Ol'-Q' (IRVINE et BARAGAR, 1971) Répartition des laves alcalines sur le diagramme Wyp-Diop-01-Neph (YODER et TILLEY, 1962) ; évolution suivant les teneurs en Fe203 calculées Répartition des principaux oxydes des roches de la série alcaline du Ba&-Bassit en fonction de l'indice de solidification Evolution des rapports Cr/V, Zn/Fe, BalSr, CalSr dans les différents termes de l'ensemble effusif alcalin du volcanosédimentaire Corrélations deux I deux des éléments dosés dans les téphritobasanites à analcine Corrélations deux 1 deux des élémnts dosés dans les lamprophyres feldspathiques Corrélations deux 2 deux des éléments dosés dans les lamprophyres afe ldsp athiques Corrélations deux I deux des éléments dosés dans les trachytes Corrélations deux à deux dea éléments dosés dans les phonolites Positions comparatives sur le diagramme AFM des dykes du complexe filonien, des laves inférieures et des laves supérieures du Baër- Bassit Positions comparatives sur le diagramme AFM des laves en coussins supérieures du Troodos et du Ba&-Bassit Positions comparatives sur le diagramme AFM des laves en coussins inférieures et des manifestations effusives triasiques du Baër- Bas sit Evolution sur le diagramme R - Si des laves en coussins inférieures, des laves en coussins supérieures, des laves triasiques et des laves fini-jurassiquesdu Baër-Bassit 112a- Distribution de Ba et Y dans la partie effusive de l'assemblage ophiolitique

331 112b - Distribution de Ba et Y dans les manifestations voleaniques triasiques du volcano-sédimentaire 112c - Distribution de Ba et Y dans le volcanisme fini-jurassique du volcano-sédimentaire Teneurs en terres rares ramenées aux chondrites (diagramme de CORYELL-MASUDA) des laves ophiolitiques supérieures, et des laves triasiques et fini-jurassique du Baër-Bassit Comparaison avec les laves ophiolitiques du Troodos Panorama de la région ophiolitique du Ba%-Bassit (dessin d'après photo) Carte schématique du Ba%-Bassit illustrant la position relative des différentes unités - Contact du massif amphibolitique du Djebel Ayouranne sur le volcano-sédimentaire de la zone orientale du Bassit (dessin d'après photo) - Panorama de l'unité occidentale du Bassit, vu du Djebel Filiq (dessin d'après photo) - Panorama du volcano-sédimentaire de Beit Oueli Hassane vu de Beit Bahrim ed-dik (dessin d'après photo) - Formation bréchique à éléments ophiolitiques de la partie méridionale du secteur sud, environs de Safsaf (dessin d' après photo) Carte schématique de la formation bréchique B éléments ophiolitiques Cassure tet6ysienne mésozoïque (d'après ARGYRIADIS, 1975) Fracturation triasique de la bordure septentrionale de la plate-forme arabo-africaine (Trias moyen ou supérieur) Départ du processus d'océanisation (fin du Trias) Processus d' océanisation pendant le Jurassique Volcanisme intra-plaque du Jurassique supérieur Début de la contraction (Crétacé supérieur) Début de la subduction (Crétacé supérieur) Début de l'obduction (Crétacé supérieur) Mise en place des nappes dans le Hatay-BaërBassit (Maes trichtien) Mise en place des nappes 2 Chypre

332 TABLE A U X I II A II B III IV V VI VI1 A VI1 B VIII IX X XI XII XII1 XIV XVA XVB XVI XVII XVIII XIX xx - Analyses modales des principaux types péridotitiques observés - Analyses chimiques des péridotites - Analyses chimiques des péridotites (suite) - Teneurs en Fe203 des péridotites B l'analyse et selon différents coefficients de correction - Compositions chimiques moyennes ''5 sec'' des tectonites du Baër-Bassit et de quelques cortèges ophiolitiques de Méditerranée orientale - Composition modale des gabbros B olivine de la série litée - Composition modale des gabbros sans olivine de la série litée - Analyses chimiques des gabbros - Analyses chimiques des gabbros (suite) - Teneurs en Fe O3 des gabbros B l'analyse et selon différents coefficients 2de correction - Analyses chimiques des dykes - Teneurs en Fe203 des dykes g l'analyse et selon différents coefficients de correction - Dosages de quelques 61éments en trace dans les gabbros hôtes des dykes, et les dykes - Analyses modales moyennes des termes effusifs de l'assemblage ophiolitique - Analyses chimiques des laves en coussins du niveau inférieur - Teneurs en Fe20 des laves en coussins inférieures à l'analyse et se?on différents coefficents de correction - Analyses chimiques des laves en coussins du niveau supérieur (échantillons types ) - Analyses chimiques des laves en coussins du niveau supérieur (échantillons altérés ) - Teneurs en Fe203 des laves en coussins supérieures à l'analyse et selon différents coefficients de correction - Nature du métamorphisme océanique dans les massifs du Baër- Bassit, de l'oman et du Troodos (d'après SMEWING et al, 1976) - Dosages de quelques éléments en trace dans les laves en coussins inférieures et supérieures - Comparaison entre les compositions chimiques des komatiites et des niveaux supérieurs de laves en coussins du Ba&- Bassit, du Troodos et de Papouasie orientale - Analyses chimiques des terres d'ombre du Bassit '

333 XXI XXII XXIII XXIV XXV XXVI XXVII XXVIII XXIX XXX XXXI XXXII XXXIII XXXIV xxxv XXXVI XXXVII: XXXVIII XXXIX XL XLI XLII XLIII - Analyses chimiques calculées des smectites formant les terres d'ombre du Bassit - Comparaison entre les formules structurales des smectites des terres d'ombre du Bassit et du Troodos - Comparaison en poids pour cent des principaux éléments majeurs des terres d'ombre du Bassit et du Troodos - Comparaison des teneurs en élément-traces des terres d'ombre du Bassit et du Troodos - Teneurs comparées des éléments en trace dans les laves en coussins et les terres d'ombre associées - Teneurs comparées des terres d'ombre du Troodos, du Bassit, et des sédiments pélagiques associés ou non à des venues volcaniques - Analyses chimiques des roches métamorphiques du Baër- Bassit Analyses chimiques des plagiogranites du Bassit - Analyses chimiques des laves triasiques - Teneurs en Fe203 des laves triasiques 2 l'analyse et selon différents coefficients de correction - Dosages de quelques éléments en trace dans les laves triasiques - Variations minéralogiques au sein de la série lamprophyrique du Baër-Bassit - Analyses modales moyennes des principaux types lamprophyriques du Ba%-Bassit - Analyses modales moyennes de deux échantillons phonolitiques - Analyses chimiques des basanites et téphrites b analcime - Analyses chimiques des lamprophyres f eldspathiques - Analyses chimiques des lamprophyres afeldspathiques (monchiqui tes) - Analyses chimiques des trachytes et termes intermédiaires - Analyses chimiques des phonolites - Teneurs en Fe203 des différents termes du volcanisme jurassique b l'analyse et selon différents coefficients de correction - Dosages de quelques éléments en trace dans les roches volcaniques peralcalines - Dosages de quelques terres rares dans les familles volcaniques du Baër-Bassit

334 INDEX GEOGRAPHIQUE S Y R I E La toponymie utilisée dans cet index est celle qui est employée sur la carte 1 1/50000 des FFLL (édition 1943), toponymie que l'on retrouve sur la carte géologique de KAZMIN et KULAKOY (Techno-Export MOSCOU, 1968) ; elle apparait également dans les Gazeteers (Syria; édition, 1968) Toutefois, un grand nombre de villages et de lieux-dits dont les noms étaient d'origine turque, ont été arabisés ou ont reçus un nouveau nom Chaque fois que ce nom est connu, il figure entre crochets derrière l'ancien nom, comme ceci a été fait dans l'ensemble de cet ouvrage Les nqms arabes sont translitérés selon les normes internationales (recommandation IS O, R F) Dans cet index, ils figurent en italiques De plus, les noms des villages 1 consonance turque ont été transcrits par les services géographiques des FFLL de façon phonétique et approxi- mative, sans tenir compte de l'bcriture moderne turque P base latine pourtant en usage depuis 1928 Chaque fois qu'il m'est possible de le faire, j'indique en écriture turque moderne, les noms équivalents ; ceux-ci figurent en A dans le texte Enfin, quand elle est connue, la traduction des termes turcs (T) ou arabes (A) est reportée dans cet index La nature des noms cités est précisée par les abréviations suivantes : - CAP : cap - COL : colline - LD : lieu-dit 319

335 - MON : montagne ou sommet - REG : région - RIV : fleuve, rivière ou ruisseau - VIL : ville - Y ; village - ZR : zim& = lieu saint des Alaouites h ad-defle Aji Sou, LD (A : laurier rose), cf Qara Tâté (aa bu,(t): l'eau amère) 35'52 N - 35'59 E (A : la confiance), cf Guiaour Qrâne az-iesäniyeh, cf Kechich Arabli, V 35'51 N - 35'53 E ar-ranediyeh (A : couleur cendre), cf Karaja, V ag-bagra (A : petit), cf Sareuh Arhatch a+-l;an%arah (A : pinède), cf KesladjoÛq Fell% BadroÛssîye, V 35'54 N - 35'54 E 95 Ba%, REG (zone boisée située à l'est de la route Lat t aquié-ant io che) BalloÛrâne, Y 35"45 N - 35'54 E bazütah (A : le chêne), cf Qaba Barhtché aâz, V (bahç& ;(TI: jardin) 35'53 N - 35'56 E Bassit, REG (zone boisée allant de la mer à la route Lattaquié-Antio che) basi?, r ì% al, (A : le cap facile), cf Ras el Bassit Beit Baldeur, V 35'47 N - 35'59 E Beit Bahrim ed Dik, V [bée ed-dzk] 35'49 N - 35'56 E 268 Beit Cheik Ouéli, V [bdt eb&_h] 35'49 N - 35'57 E Beit Dakhné, LD 35"47 N - 35'55 E

336 Beit el Qassir, Nahr, RIV Beit Mounla Mahmoud, V [ Z-mah&diyeh ] Beit Ouéli Hassane, V [ bët +aszn ] Beit Sourâk, V 266 Bet (A : maison) bët da_hneh (A : maison enfumée), cf Beit Dakhn6,LD bët ed-dïk (A : maison du coq), cf Beit Bahrim ed Dik bet el qas& (A : la maison du petit), cf Beit el Qassir bët e$ se? (A : maison du cheik 1, cf Beit Cheik Ouéli bet es (A : maison du cheik ), cf Qara Godja bet has&, cf Beit Ouéli Hassane bet mustafä (A : maison de Moustafa), cf Qara Moustafa Boz Orlâne, Nahr, RIV '49 N - 35'53 E 35'48 N - 35'54 E 35'49 N - 35'56 E 35'47 N - 35'53 E Buyuk Pinar, V (bügük puah ; (T) : grande source) 35'48 N - 35'52 E [ gin ez-kebgw Cassius, Mont, cf Djebel Aqraa Dagh, Dahr (Zhg ; (T) montagne) Djebel Alaouite, MON, cf Djebel Ansarieh Djebel Ansarieh, MON '30 N - 36'12 E Djebel Aqraa, MON 36'25 N - 37'58 E (le point culminant se trouve en secteur turc ; son nom est donné par extension B la chaîne calcaire qui borde la région du Ba&-Bassit sur sa limite septentrionale Djebel Arzaoute, COL Djebel Ayourane, MON Djebel Douzounqadi, MON I Djebel enn Nisr, MON (A : montagne de l'aigle) '51 N - 35'53 E 35'52 N - 35"54 E 35'51 N - 35'55 E 35'53 N - 35'58 E 32 7

337 Djebel Filiq, MON Djebel Gunnqourfne, MON Djebel Qobtara-Daouchâne, COLL Djebel Sirlânnlar, MON Djebel Za'itoun, MON (A : mont des oliviers) em t-tayi7r (A : mère des oiseaux), cf Troundjb, V fazaq (A : étoile), cf Filiq, V Faqi Hassane, V Filiq, V [ fazaq ] Guiaour Qrâne, V [ aztrymzn Gueuk Dahr, V (gök dag' ; (T) "-h ] Habichki, V [ Z-$abzsz : montagne du ciel) jabal, jebe2, (A : montagne, colline), cf Djebel Kandel Jouk, V [ qandzz ] 186 Karajal, V [ ar-rmädiyeh Kechich, V [ az-&aseniyeh Kepir, V '49 N - 35'54 E 35'49 N - 36'00 E KesladjoÛq Fellâh, V [ af-9an&arah 1 35'46 N - 35'52 E KesladjoÛq Tourkmâne, V '49 N - 35'56 E Keuzeul Dahr, MON ( K L z ~ dag' ; (T) : montagne rouge) 35'52 N - 36'00 E 263 Kurd Dagh, REG ( K a dag' ; (T) : montagne kurde) 35'40 N - 36'46 E 3 Lattaquié, VIL 35'31 N - 35'47 E '51 N - 35'55 E 35'52 N - 35'56 E 35'50 N - 35'55 E 35'49 N - 35'50 E 35'49 N - 35'54 E 35'52 N - 35'54 E 35'51 N - 35'54 E 35'48 N - 35'54 E 35'48 N - 35'59 E 35'47 N - 35'54 E 35'44 N - 35'53 E 322

338 2-berkah, (A : étang), cf QarannkoÛl (A : la rançon) cf Oum Chorte cf Habichki Z-ma+niüdiyeh, cf Beit Mounla Mahmoud Markhous, V 272 Mamaâ, V [ mazraga ; A : la ferme ] Mechqita, VIL 272 Nahr el Kébir, RIV Oronte, RIV 3 Oum Chorte, V [ Z-fegiye h qandz'z, (A : lanterne), cf Kandel Jouq Qaba Mâze, V (Kaba mazh ; (T) : gros thuya)[ba2mah] Qara Dourane, REG 273 Qara Godja, V [ bët e%eb Qarakilisse, V (kaha h hae ; (T) : l'église noire) Qara Moustafa, V [haha tnus;ta&l [ bet mug?afä ] 92 QarannkoÛl, V (T : serf) [ 2-berka h ] ; (T) : Mustafa le noir) Qara Tâté, V (hma =L ; (T) : saveur de la terre) I: ad-defleh Qastal Maâf, V [ qasta2 mataf ] Ras el Bassit, CAP [ ras a2 basic ] Roua'issé, V 263?af?Zf, V (A : saule) '40 N - 35'54 E 35'47 N - 35'56 E 35'40 N - 35'54 E 35'30 N - 35'48 E 35'49 N - 35'50 E 35'49 N - 35'52 E 35'54 N - 35'55 E 35"46 N - 35'53 E 35'51 N - 36'02 E 35'49 N - 35'52 E 35'51 N - 35'56 E 35'50 N - 35'52 E 35'49 N - 35'57 E 35'51 N - 35'48 E 35'50 N - 35"53 E 35'38 N - 35'55 E

339 Sareuh Arhatch, Nahr, RIV, ( S m agaç ; (T) : arbre jaune) [ as-saara Saquiet el Hammâm, RIV Serskiet Mchayekh, V Sertlâne Dahr, MON 264 tam%nah, cf Tourkmânnli, V Tchalqa Mâli, V 268 Tourkmânnli, V [ ] Troundje, V [ em t-taycr Youmoujak, LD Zaïtoundjiq, V U %arah (A : lieu saint des Alaouites) Ziaret Gungour Godja, ZR Zfaret ~mzah, ZR Ziaret Khodor, ZR Zinzof, V Ein el kebìke (A : la grande source), cf Buyuk Pinar,V 35'51 N - 35'51 E 35'47 N - 35"50 E 35'42 N - 35'55 E 35'48 N - 35'50 E 35'50 N - 35'55 E 35'50 N - 35'56 E 35'45 N - 35'51 E 35"48 N - 36'00 E 35'47 N - 35'53 E 35'48 N - 35'50 E 35'48 N - 35"55 E 35'52 N - 35"52 E 35'48 N - 35"55 E 324

340 Australie, REG 129 Canada (Terre-Neuve), REG Chypre, REG Kellaki, massif du, MON 27 - Limassol forest area, cf Kellaki - Mamonia, nappes de, REG Mavridhia, V Pétra tou Romiou, LD Troodos, MON France - Alpes franco-italiennes Corse Grèce - Crête, REG Eubée, REG Othris, REG Pinde, MON Vourinos, MON Inde

341 Iran Kermanshah, REG 2 - Neyriz, MON Méditerranée occidentale 41 Méditerranée orientale Mer Egge Mer Noire 5 Mer Rouge 280 Océan Atlantique 42 - zone Famous 103 Océan Indien 42 Océan Pacifique zone D S D P 103 Oman Papouasie Cap Vogel 131 Rhodes i e 139 Turquie Alexandrette, VIL 3 - Amanos, MON 3 326

342 - Antalya, REG nappes : kemer : kzzzz dag d'egridir : 40 - Antioche, VIL Hatay, REG g7-288 dn'ebel moussa, MON kzzzl da; Kara Su, RIV 3 - Plis bordiers, COL 2 - Pozanti, massif de, MON 5 - SamandaE, golfe de, Taurides, REG Taurus lycien, MON YeSilova (Burdur), MON 65 Yougoslavie - Dinarides, REG

343

344 TABLE DES MATIÈRES AVANT-PROPOS INTRODUCTION 1-7 première partie L'ASSEMBLAGE O P H I O L I T I Q U E LES PERIDOTITES 7 P&lkUghUpkiE 1 I Les péridotites prof ondes - Zes harzburgites - Zes dtlnites harzburgitiques du Djebel enn Nisr 12 Les cumulats déformés 12 Les péridotites à structure de cumulats - Zes harzbwgites - queques temes à tendance ZherzoZitique - Zes pe'ridotites pzagif2res 14 Les serpentinites 15 Les amas de chromitite 2 CWme 3 Vi6cu66íun 4 Conchbun J

345 LES GABBROS 1 1nkhoducZLon 2 PEknognapkie 2 I La série litée - les gabbros à olivine - les gabbros sans olivine - en conclusion 22 Les gabbros de la zone de transition 23 Les filons gabbrdiques 24 Les bancs gabbro'iques transformés du Djebel enn Nisr 3 le chmisme 31 Les filons gabbroïques rodingitisés 32 Les gabbros transformés 33 Les gabbros lit& 34 Diagrammes 4 ConceuSbiOn6 LES DYKES DIABASIQUES 1 VedCtLipLLvn de tentrain 2 PéthVgtraphÁe 2 I Les filons épars 22 Les dykes du complexe filonien 3 Ckiminme 4 VA;thibll;tion da EtEmertts 41 Dykes diabasiques épars 42 Dykes diabasiques du complexe filonien 5 CotrhZluLLvna enthe EREmevLts 5 1 Dykes épars 52 Dykes du complexe filonien 6 ConduSion4 LES LAVES EN COUSSINS 1 Vebdption de t&n 11 Le niveau inférieur des laves en coussins 12 Le niveau supérieur des laves en coussins 2 PZAhoghapkie 21 Le niveau inférieur des laves en coussins 22 Le niveau supérieur des laves en coussins 3 Cume 3 I Le niveau inférieur des laves en coussins 32 Le niveau supérieur des laves en coussins

346 4 REpj3CVl;tttion da UEments 41 Laves en coussins du niveau inférieur 42 Laves en coussins du niveau supérieur 5 CohnWoa en;dre ERZ"& 51 Laves en coussins du niveau inférieur 52 Laves en coussins du niveau supérieur 6 Vhcu6b-íon Ra gwae d a dux vtiveaux de Rave & accahohement du comprexe &Xonien LES TERRES D'OMBRE 7 PadpLLon des a6~reunemen72 du Babhit 2 Miniinaeogie 2 I Texture et minéralogie des terres d'ombre 22 Minéralogie des argiles 3 GZockimie des akvv~a d'ombu 3 I Eléments majeurs 32 Eléments en trace 4 Compmaidon avec RU UZments puagiyuu 5 D, ACUbhíOn huh Ra genae d a X m a d'ombne J LES ECAILLES METAMORPHIQUES J LES PLAGIOGRANITES CONCLUSIONS

347 deuxième partie LE V O L C A N O - S E D I M E N T A I R E LE SEDIMENTAIRE LE VOLCANISME TRIASIQUE 7 Veddption de t main 2 Vacniption pw~ogtqkique 3 Chimisme 4 Vh;ttLibu;tion d a Udments en &ace 5 ComCRationh em;the éldmentd 6 Vhu6ion dm &a genase du lavu ;ttliaiqued LE VOLCANISME ALCALIN JURASSIQUE 7 Intraduc;tion 2 SucceAsion h&cltigtapkiqu& 3 VedcnipLLon péahgmpkique 31 L'ensemble basanito-lamprophyrique - Za se'rie tgphrito-basanitique à tmazdme - Za se'rie Zamprophyro-moncMquitique 32 L' ensemble phonolito-tingua'itique 4 CMme 5 Vh;ttLibu;tion d a &&&?mew3 en ktlace 6 Conndht-Lons enak dlémw 6 1 Téphrites et basanites 62 Lamprophyres feldspathiques 63 Lamprophyres afeldspathiques 64 Trachytes 65 Phonolites LES QUATRE FAMILLES VOLCANIQUES DU BAER-BASSIT

348 troisième partie D O N N E E S S T R U C T U R A L E S E T M I S E E N P L A C E D E S O P H I O L I T E S CADRE STRUCTURAL CADRE TECTONIQUE 7 Tectonique XangentieRee 2 Tectonique ca6bartte MISE EN PLACE DE L'ASSEMBLAGE OPHIOLITIQUE quatrième partie O P H I O L I T E S D U N O R D - O U E S T S Y R I E N A E T C R O U T E O C E A N I Q U E T E T H Y S I E N N E RESUME ABSTRACT BIBLIOGRAPHIE TABLES DES FIGURES ET TABLEAUX INDEX GEOGRAPHIQUE TABLE DES MATIERES O

349 - Y - L alltcur rrmcrcic vivement IC tradiictcur, RI Nohamcd K hcr Baalbaki du ministprc du pbirolc de RBpubliquc Aral)c Syrienne (RAS)

350 - \ -

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352 Dépôt légal

353 OFFICE DE LA RECHERCHE SClENTlFlQUE ET TECHNIQUE OUTRE-MER Direction Génerale: 24, rue Bayard, PARIS Service des Publications : 70-74, route d'aulnay BONDY ORSTOM Editeur Dépôt légal : 3e trim 1977 i SBN

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355

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