Résumé Étendu

Remerciements Avant-Propos

Anne-Marie Karpoff

Hubert Whitechurch

Raymond Montigny

Isabelle Haupert Bruno

Amann Méderic

Ulrich Marc

Munoz Manuel

Lemarchand Damien

Epin Marie-Eva

Wiedemann Thibaut

Autin Julia

Manatschal Gianreto

Muntener Othmar

Sauter Daniel

SOMMAIRE EXTENDED ABSTRACT

INTRODUCTION 2. Les chantiers d'étude 3. Les processus opérant lors de l'ouverture océanique a) Les processus tectoniques b) Les processus mantelliques c) Les processus magmatiques d) Les processus métasomatiques

Results

Extended abstract

The creation of a new plate boundary, following the lithospheric breakup, corresponds to the formation of a steady-state oceanic ridge whose thermal conditions, tectonics and magmatism are focused and sustainable. Mid-oceanic ridge basalt-type (MOR-basalt) is then characteristic and circumscribed almost exclusively near the axial zone. However, the previous steps are marked by transitional magmatic and metasomatic events in the ocean-continent transition zone (OCT), which may be rich or poor in magma. The object of this study is to phase of the formation of a magma-poor rifted margin. cover. Seismic lines, dives and drilling may give only a partial insight of their lithologies.

Therefore, fossil analogs of these distal domains are of a special interest. They allow to have a more exhaustive view of the tectonic, magmatic and metasomatic processes ruled during the incipient oceanization.

Platta and Tasna nappes, located in the canton of Graubünden (S-E Switzerland), are part of the Pennine domain constituting the Alpine ophiolitic suture, fragments of the ancient Liguro-Piemontais (or Alpine-Tethys) ocean. These nappes are characterized by large exhumed mantle during large scale detachment faults initiated in the Upper Jurassic. Previous studies devoted on these Alpine ophiolites make them the most documented OCTs worldwide. In addition, several studies have highlighted that there are strong similarities between these fossil margins and present-day passive margins such as those offshore Iberia and Newfoundland. nappes. Then, in a third chapter, these ophiolites are compared with the Iberia-Newfoundland conjugate margins, the latter representing the only OCT with holes having reached the exhumed by diverse petrological, geochemical and mineralogical methods in order to obtain data and interpretations mainly new and innovative for this kind of distal domain.

on magmatic rocks intruding a mantle being exhumed. In the Platta nappe, most rocks are highly hydrated. From this hydration results a massive serpentinization of the mantle rocks as well as a rodingitization of the dikes intruding serpentinites. On the other hand, the gabbroic bodies remain preserved from this metasomatism. Field studies have shown the presence of a Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin chlorite (blackwall) halo at the contact between magmatic dikes and surrounding serpentinites, suggesting interactions between the two types of rocks. This metasomatism has created a paragenesis typical of rodingites consisting of diopside, (hydro)grossular, and chlorite, ± vesuvianite. Their compositions in trace elements shows that they have the same chemical characteristics as the overlying basalts, thus allowing to interpret them as magmatic pipes 143 Nd / 144 Nd and 87 Sr / 86 Sr isotopic analysis carried out on rodingite dikes suggest that they come from a mantle source slightly different from gabbros.

Raman analysis have shown that serpentine around dikes have varied polymorphs, ranging from lizardite for areas far from contacts, to polygonal-chrysotile for areas close to chlorite as aluminum, from dikes towards the host rock. The aluminum is buffered in contact with the peridotite undergoing serpentinization thus creating the chlorite blackwall. Whole-rock ICPMS data also showed that the rodingitization process can mobilize HREE and HFSE from magmatic for the highest to ~ 6° C for the lowest temperatures, which is consistent with temperatures measured at current passive margins (Iberia) or in active Oceanic Core Complex of the Mid-Atlantic ridge. This thesis chapter' will be submitted at Lithos.

The second chapter accounts for the magmatic diversity present in the Tasna and Platta Liguro-Piemontais ocean. The rocks extruded on the exhumed mantle of Platta-Tasna nappes their locations are systematically stratigraphically above the ophicalcites and gabbroic bodies can be considered as a magmatic event independent of the establishment of the underlying Basalts extruded at ridges are commonly attributed to the partial melting in the spinel domain of the asthenosphere (depleted MORB mantle, DMM). Our results based on wholerock major and trace element compositions using ICP-MS, coupled with a compilation of data on basalts located in OCTs from the whole Alpine-Tethys show that a large majority have high (Sm/Yd) N coupled with a low Nb/La ratio. We propose that basalts from OCTs result from the partial melting in the spinel domain of a subcontinental mantle. By combining previous Extended abstract studies carried out on Alpine-Apennine ophiolites allow us to model the exact geochemistry of this sub-continental mantle. It has previously undergone depletion in Permian creating element (HFSE) enrichment and high HREE/LREE (high and low rare earth element) ratios.

garnet pyroxenite with (i) a DMM in the spinel domain or (ii) a refertilized sub-continental mantle in the spinel domain. Finally, sporadic occurrences of off-axis basaltic injections have been found intruding Cretaceous post-rift sediments in the Platta nappe. Their geochemistry is similar to the enriched basalts described above and would therefore result from the same petrogenetic processes. This petrogenetic study allowed to distinguish melts forming at the ridge axis, known as mid-oceanic ridge basalt (MOR-basalt), from those formed at OCTs. We propose the term OCT-basalt (ocean-continent transition basalt) to distinguish them from the previous ones.

The third chapter is focused on the present-day analog located at continental margins of Iberia (Eurasian plate) and Newfoundland (North America plate). This study is based on a sampling of magmatic rocks and peridotites drilled during successive ODP (Ocean Drilling Program) legs. This current margin is the only one where drilling have reached the mantle in several places, allowing to sample both inherited sub-continental mantle domains and those having undergone a melt refertilization. The characterization of major and trace elements by microprobe and laser ablation coupled to an ICP-MS (LA-ICP-MS) in several mantle mineral phases (olivine, clinopyroxene, orthopyroxene, spinel) and intrusive rocks (plagioclase, clinopyroxene) shows the spatial variability of the lithosphere geochemistry trough an OCT.

Iberia and Newfoundland margins show indices allowing to recognize an inherited subcontinental mantle having undergone a strong partial melting independent of Jurassic rifting and which can be ascribed to an old subduction. In addition, we observe that on both sides of the current mid-Atlantic ridge, the sub-continental mantle has undergone variable porousmagmatic liquids from the partial melting of the asthenospheric mantle (DMM), whereas on the Newfoundland margin, the mantle shows no impregnation. One of the mechanisms envisaged to take into account this heterogeneity lies in Wernicke's simplistic but still realistic model involving large detachment faults governed by a simple shear mode.

to give new insights on the knowledge of magmatic and metasomatic systems involved during the earliest stages of oceanic accretion in magma-poor rifted margins. This thesis is based on two major natural laboratories, i.e. the Central Alps and Iberia/Newfoundland margins because they are the best documented to date. Our observations and conclusions can therefore potentially be exported to less-documented ocean-continent transitions such as those outcropping near the Red Sea.

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma

RÉSUMÉ ÉTENDU

Résumé étendu

La mise en place d'une nouvelle limite de plaque au moment de la rupture lithosphérique correspond à la formation d'une dorsale océanique stationnaire dont l'état thermique, la tectonique et le magmatisme sont stabilisés et pérennes dans le temps et l'espace. Le magmatisme de type mid-oceanic ridge basalt (basalte de type MOR) y est alors caractéristique et circonscrit quasiment exclusivement au niveau de la zone axiale. En revanche, les étapes précédentes sont marquées par des événements magmatiques et métasomatiques transitoires dans la zone de transition océan-continent (TOC), cette dernière pouvant être riche ou pauvre en magma.

L'objet de cette étude est la compréhension des phénomènes magmatiques et métasomatiques marge pauvre en magma.

profondeur bathymétrique et des fortes épaisseurs de sédiments qui les recouvrent. Les coupes sismiques, les plongées en submersible et les forages n'en donnent qu'un aperçu partiel. C'est majeures sont particulièrement intéressants : ils permettent d'avoir une vue plus exhaustive des phénomènes tectoniques, magmatiques et métasomatiques s'y déroulant.

Les nappes de la Platta et de Tasna, situées dans le canton des Grisons (S-E Suisse), font partie du domaine penninique constituant la suture ophiolitique alpine, relique de l'ancien océan Liguro-Piemontais (ou Téthys Alpine). Ces nappes sont caractérisées par un vaste ensemble lithosphérique porté à l'exhumation lors du jeu de failles de détachements initiant l'ouverture océanique au Jurassique supérieur. Les nombreuses études antérieures menées sur ces TOC en font vraisemblablement les mieux documentées au monde. De plus, plusieurs travaux ont démontré qu'il existait des similitudes entre ces marges fossiles et les marges passives actuelles telle que la marge Ibérie-Terre Neuve.

Ainsi cette étude se focalise-t-elle tout d'abord sur les nappes fossiles de Platta-Tasna, les deux premiers chapitres leur étant consacrés. Puis, dans un troisième chapitre, ces fragments ophiolitiques seront comparés aux marges Ibérie-Terre Neuve, ces dernières représentant les seules TOC avec des forages ayant atteint le manteau exhumé. L'approche utilisée est mixte, se basant en premier lieu sur un travail de terrain détaillé (ou sur carottes) puis en laboratoire, où un large panel de méthodes pétrologiques, géochimiques et minéralogiques ont été d'environnement.

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma

Le premier chapitre de la thèse se focalise sur l'étude des effets du métasomatisme sur les roches magmatiques en intrusion dans un manteau en exhumation. Dans la nappe de la Platta, la majorité des roches sont fortement hydratées. De cette hydratation résulte une serpentinisation massive des roches mantelliques ainsi qu'une rodingitisation des dykes en intrusion dans les serpentinites. En revanche, les corps gabbroïques restent préservés de ce métasomatisme. Les études de terrain ont montré la présence d'une auréole de chlorite (blackwall) au contact entre les dykes magmatiques et les serpentinites environnantes, suggérant des interactions entre les deux types de roches. Ce métasomatisme a créé une paragenèse typique des rodingites : celles-ci sont constituées de diopside, d'(hydro)grossular, et de chlorite, ± vesuvianite. L'analyse de leur composition en éléments traces montre qu'elles ont les mêmes caractéristiques chimiques que les basaltes sus-jacents, permettant ainsi de les interpréter comme les conduits d'alimentation de ces mêmes coulées. Les analyses isotopiques 143 Nd/ 144 Nd et 87 Sr/ 86 Sr effectués sur les dykes de rodingites portent à croire qu'ils sont issus d'une source mantellique légèrement différente de celle des gabbros s'étant mis en place antérieurement. Une étude Raman a permis de montrer que la serpentine au pourtour des dykes présente des polymorphes variés, allant de la lizardite pour les zones éloignées du contact, à de la polygonale-chrysotile pour les zones proches du des éléments les moins mobiles, comme l'aluminium, depuis les dykes vers la roche encaissante.

L'aluminium est tamponné au contact avec la péridotite subissant la serpentinisation créant ainsi le blackwall de chlorite. Les données d'ICPMS sur roche totale ont également permis de mettre en évidence que le processus de rodingitisation peut mobiliser les HREE et les HFSE depuis les 11 B) et en lien avec la paragenèse minéralogique, la température de mise en place des rodingites a pu être modélisée et s'étend de ~190°C pour les températures les plus élevées à ~60°C pour les plus basses, ce qui est tout à fait cohérent avec les températures mesurées sur les marges passives actuelles (Ibérie) ou dans les Oceanic Core Complex actifs de la ride médio-Atlantique. Ce chapitre de thèse fait l'objet d'un article à paraitre dans la revue Lithos.

Le second chapitre de la thèse rend compte de la diversité magmatique présente dans les nappes de Tasna et de la Platta. Cette étude permet d'appréhender l'évolution magmatique au cours des premiers stades de l'ouverture de l'océan Liguro-Piemontais. Les roches s'extrudant sur le manteau exhumé de Tasna-Platta correspondent majoritairement à des basaltes en coussins et des brêches hyaloclastitiques. L'étude de terrain a permis de montrer que leurs emplacements sont systématiquement situés stratigraphiquement au-dessus des ophicalcites Résumé étendu et des corps gabbroïques exhumés par des cisaillements ductiles de type proto Oceanic Core Complex. Sur la base de ces arguments de terrain, les basaltes peuvent être considérés comme un évènement magmatique indépendant de la mise en place des gabbros sous-jacents corroborant les résultats du premier chapitre.

Nos résultats basés sur les analyses géochimiques effectuées en roche totale (éléments majeurs et traces par ICP-MS) couplés à une compilation de données des basaltes se situant dans les OCTs de la Téthys Alpine montrent qu'une large majorité d'entre eux présente un fort ratio (Sm/Yd) N couplé à un faible ratio Nb/La. Nous proposons que les basaltes des TOCs proviennent de la fusion partielle dans le domaine à spinelle d'un manteau sous-continental et non d'un manteau appauvri (depleted MORB mantle, DMM) comme c'est le cas pour les basaltes se créant à l'axe des rides océaniques. Les études antérieures menées dans les ophiolites alpines (Permien ?) puis une refertilisation lors des premiers stades du rifting par des liquides issus de la fusion partielle du DMM dans le domaine à grenat. De plus, certains basaltes des TOCs de la mélange de liquides magmatiques issus de la fusion partielle de pyroxénite à grenats avec (i) un DMM dans le domaine à spinelle ou (ii) un manteau sous-continental refertilisé dans le domaine découvertes dans les sédiments Crétacé post-rift de la nappe de la Platta. Leur géochimie est similaire aux basaltes enrichis décrits précédemment et serait donc issue des même processus pétrogénétiques que ces derniers. Cette étude pétrogénétique a permis de distinguer les magmas se formant à l'axe des dorsales, connus sous le nom de MOR-basalt (mid-oceanic ridge basalt) de ceux formés au niveau des TOCs. Nous proposons le terme de OCT-basalt (ocean-continent transition basalt) pour les distinguer des précédents.

Le troisième chapitre de la thèse se focalise sur l'analogue actuel situé au niveau des marges continentales de l'Ibérie (plaque Eurasiatique) et de Terre-Neuve (plaque Nord-Americaine). Cette étude se base sur un échantillonnage des roches magmatiques et de péridotites forées durant les campagnes successives d'ODP (Ocean Drilling Program). Cette marge actuelle est la seule ayant atteint le manteau en plusieurs endroits, permettant de circonscrire les domaines de manteau sous-continentaux hérités de ceux ayant subi une refertilisation. La caractérisation des éléments majeurs et traces respectivement par microsonde et ablation laser couplé à un ICP-MS (LA-ICP-MS) dans plusieurs phases minérales mantelliques (olivine, clinopyroxène, orthopyroxène, spinelle) et de roches intrusives (plagioclase, clinopyroxène)

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma montre la variabilité spatiale de la géochimie du manteau composant la TOC. En particulier, il est à noter que l'on retrouve sur les marges d'Ibérie et de Terre-Neuve, des indices permettant de reconnaitre un manteau sous-continental hérité ayant subi une forte fusion partielle indépendante du rifting jurassique et qui peut être assimilée à une ancienne subduction. De plus, on observe que le manteau sous-continental a subi des processus d'imprégnation par des liquides magmatiques, différents de part et d'autre de l'actuelle ride médio-Atlantique. Sur la marge Ibérique, le manteau sous-continental est refertilisé par des liquides magmatiques issus de la fusion partielle du manteau asthénosphérique (DMM) alors que du côté de Terre-Neuve, le manteau ne présente aucune imprégnation. Un des mécanismes envisagés pour pouvoir tenir compte de cette hétérogénéité réside dans le modèle simpliste mais quand bien même réaliste de Wernicke faisant intervenir de grands détachements régis par un mode en cisaillement simple.

Ainsi cette thèse couplant l'étude de terrain et la géochimie en laboratoire a permis de compléter les connaissances des systèmes magmatiques et métasomatiques lors des tout premiers stades de l'accrétion océanique au niveau des marges pauvres en magma. Cette thèse se base sur les laboratoires à ciel ouvert des ophiolites des Alpes Centrales et des marges d'Ibérie/Terre-Neuve car ce sont les mieux documentés à ce jour. Nos observations et conclusions pourront potentiellement s'exporter sur d'autres transitions océan-continent comme celles associées à la Mer Rouge.

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma gentillesse et ta bonne humeur ont largement participé à ce que mes trois années passées à Blessig soient inoubliables. Jeanne Vidal, ma comparse de promo, on a connu les mêmes galères et les mêmes moments de bonheur. Je te remercie pour tous ces moments d'amitié que nous avons partagés ensemble. Quand je pense à toutes les fois où j'ai entendu résonner dans Jean-Michel Brazier (entre autres) dans le Strasbourg underground. Jean-Mi merci à toi du fond du coeur pour tous ces moments de franche rigolade ! Pendant l'intégralité de ma thèse, j'ai eu également la chance de côtoyer Marie-Eva Epin. De par ta gentillesse, ta bonne humeur et ton aide quasi quotidienne, sein des murs de Blessig. J'ai vraiment passé des bons moments avec toi au labo, à Strasbourg en général, et sur le terrain dans les Grisons ! D'ailleurs en parlant des Grisons, c'est également à cette occasion que j'ai pu faire la connaissance de Philippe Boulvais, qui nous a permis de rester hydratés lors des longues marches en montagne, mais aussi de Nicolò Incerpi et Luca Martire qui ne mange pas le vert des poireaux car c'est soi-disant 'only good for pigs'. Qu'est- Durant ma thèse j'ai eu l'opportunité de réaliser une mission en mer avec une équipe [START_REF] Taylor | Bearing of the Tertiary mountain belt on the origin of the Earth's plan[END_REF] permirent au météorologue Alfred Wegener de mettre en place la théorie de la dérive des continents [START_REF] Wegener | Die entstehung der kontinente[END_REF]. Gustaaf

Vincent

Molengraaff proposa déjà à cette époque, l'hypothèse que la chaîne de montagne s'étirant au milieu de l'Atlantique, pouvait jouer un rôle. Les travaux successifs de Holmes permirent de comprendre que la convection mantellique pouvait intervenir dans le mouvement global des continents (Holmes, 1931). Le géologue américain Henry Hess proposa pour la première fois en 1962 l'idée d'une expansion des fonds océaniques ou (Hess, 1962). Cette

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma idée émergea grâce à la découverte d'une vallée axiale au niveau de la dorsale Atlantique par les cartographes Marie Tharp et Bruce Heezen en 1959(Heezen et al., 1959). Un argument clé en faveur de l'expansion des fonds océaniques fut par la suite amené par le géophysicien Frederick Vine qui démontra grâce aux anomalies magnétiques que l'expansion était symétrique de part et d'autre de la dorsale (Vine and Matthews, 1963). En 1965, le géophysicien Tuzo Wilson découpa la surface de la Terre avec des plaques lithosphériques et des failles transformantes [START_REF] Wilson | A new class of faults and their bearing on continental drift[END_REF]. Puis en 1968, W. Jason Morgan et Xavier Le Pichon décrivirent le mouvement relatif de grandes plaques lithosphériques (Le Pichon, 1968;[START_REF] Morgan | Rises, trenches, great faults, and crustal blocks[END_REF]. C'est ainsi que durant l'année 1968, naquit le modèle de la tectonique des plaques, fruit de la fusion des modèles précédents de la dérive des continents et de l'expansion océanique.

INTRODUCTION 1.

Ce manuscrit s'inscrit dans la continuité des recherches menées depuis presqu'un siècle sur les processus à l'oeuvre lors de la création d'une nouvelle limite de plaque en expansion, Le domaine proximal correspond au domaine de croûte continentale peu déformée.

Il s'agit d'un domaine de plateformes découpées par de grands bassins en grabens ou demigrabens où la sédimentation détritique syn-tectonique remplit au fur et à mesure ces zones de subsidence comme pour les bassins de Jeanne d'Arc (e.g. Driscoll et al., 1995). Des failles normales listriques affectent la partie supérieure de la croûte (Weinberg et al., 2007;Rosenbaum et al., 2008;Sutra and Manatschal, 2012). Il n'y a pas de couplage entre la croûte et le manteau. (Manatschal et al., 2001). Le manteau exhumé n'a été foré qu'à six reprises sur la marge Ibérie/Terre-Neuve (sites 637, 897 C et D, 899, 1070 et (Galicia Bank). Le domaine de manteau exhumé est constitué de harzburgite (+/-spinelles), lherzolite (+/-spinelles ou plagioclase), webstérite, et quelques rares dunites (Tucholke and Sibuet, 2007). Il est également traversé de dykes centimétriques à plurimétriques, de diverses roches magmatiques et peut être recouvert localement de larges épanchements basaltiques. Je discuterai de ce domaine de manière plus détaillée dans les trois parties de cette thèse.

Les hauts topographiques distaux (outer domain) se situent dans une zone encore mal incontestée (Peron-Pinvidic et al., 2013). Dans la marge de Terre-Neuve, cette zone est caractérisée par un épaississement crustal et une remontée topographique (Peron-Pinvidic and Manatschal, 2010;Bronner et al., 2011). Cette zone pourrait être la marque de la rupture lithosphérique (Péron-Pinvidic et al., 2007).

De manière plus générale, cette limite entre le domaine de manteau exhumé et le domaine considérablement si on se place du point de vue du géophysicien ou de celui du géochimiste.

Introduction

océanique. Or, on sait qu'il existe de larges domaines de manteau exhumé, donc sans Moho océanique, à l'axe des dorsales océaniques ultra lentes. On utilise alors une approche couplée avec d'autres critères géophysiques pour déterminer cette limite (e.g. apparition d'anomalies magnétiques océaniques). Pour le géochimiste, la croûte océanique, résultant de la fusion du manteau asthénosphérique, doit donc avoir une signature géochimique similaire à la croûte elle est perçue soit comme une zone diffuse où les produits du magmatisme augmentent peu à peu en volume vers l'océan (Sibuet et al., 2007) soit comme une limite abrupte correspondant à l'arrivée massive et rapide de magma (Tucholke and Sibuet, 2007;Bronner et al., 2011;Soares et al., 2012).

b) Les marges fossiles de la Téthys alpine

L'ouverture de la Téthys alpine résulte de la séparation des plaques africaine et adriatique de l'Europe et de l'Ibérie au milieu du Jurassique. Cette ouverture est contemporaine, et cinétiquement liée, à l'ouverture de l'océan Atlantique central (e.g. [START_REF] Ricou | Tethys reconstructed: plates, continental fragments and their Boundaries since 260 Ma from Central America to South-eastern Asia[END_REF]. La fermeture Le domaine proximal peut se repérer dans les parties externes des Alpes [START_REF] Lemoine | The continental margin of the Mesozoic Tethys in the Western Alps[END_REF]Bertotti et al., 1993;[START_REF] Manatschal | New models for evolution of magma-poor rifted margins based on a review of data and concepts from West Iberia and the Alps[END_REF]. Ces domaines sont traversés par de grands bassins sédimentaires et peuvent être caractérisés des deux côtés du rift en création.

Major tectonic contacts Periadriatic intrusions

European margin

Briançonnais Domain

Valais domain

Le domaine d'étranglement est particulièrement bien visible dans les unités alpines de Campo et Grosina (Fig. I.5). Ces unités préservent une section de croûte de 3 km d'épaisseur à la frontière Italie-Suisse. Ces deux unités sont séparées par la zone de cisaillement d'Eita [START_REF] Meier | The Periadriatic Fault System in Valtellina (N-Italy) and the evolution of the southwestern segment of the Eastern Alps[END_REF] et ont été datées par 40 Ar-39 Ar à environ 180-205 Ma (Mohn et al., 2012). D'autres failles normales majeures segmentent la zone (e.g. Grosina detachment (Mohn et al., 2011), Ortler unit : Eberli, 1988), sud des Alpes : Bertotti et al., 1993) suggérant que durant les premiers sous-plaquées et du manteau sous-continental (Mohn et al., 2010(Mohn et al., , 2012)). à une forte réactivation tectonique durant la collision alpine (e.g. Epin et al., 2017). La nappe de Bernina représente une relique de la marge distale Adriatique. Elle est caractérisée par des failles de détachements à faible pendage et des blocs allochtones formés durant un épisode extensif (Mohn et al., 2011). La nappe de l'Err ainsi que celle de Tasna représentent quant à elles, les derniers fragments de croûte continentale avant le manteau exhumé et sont traversées par de grandes failles de détachements formées de cataclasites et de gouges (Manatschal and Bernoulli, 1999;Manatschal et al., 2000;Pinto et al., 2015).

La transition océan-continent est particulièrement bien visible et étudiée dans les nappes de la Platta et de Tasna qui sont constituées majoritairement de manteau exhumé. Les blocs allochtones ont été observés à Margna/Sesia (Froitzheim and Manatschal, 1996) et à Err/

Platta (e.g. Manatschal and Nievergelt, 1997;Epin et al., 2017) Rampone et al., 1995;Müntener et al., 2004;Manatschal and Müntener, 2009) mais également par des considérations structurales. Müntener and Hermann, (1996) ont montré que ce manteau comportait des gabbros permien comme à Malenco, ou encore qu'il était recouvert par des sédiments du Crétacé Inférieur comme pour Tasna (Florineth and Froitzheim, 1994;Manatschal et al., 2007). Ce manteau est ainsi aujourd'hui communément admis comme étant de type transition océan-continent (TOC) (e.g. Manatschal and Müntener, 2009). La succession lithologique de l'ophiolite de la nappe de la Platta présente donc des analogies avec le manteau exhumé de la marge ibérique (e.g. Manatschal and Bernoulli, 1999) [START_REF] Rampone | Chronology, Petrology and Isotope Geochemistry of the Erro-Tobbio Peridotites (Ligurian Alps, Italy): Records of Late Palaeozoic Lithospheric Extension[END_REF]. Le Chenaillet, qui montre des signes structuraux de croûte océanique mature (présence d'Oceanic Core Complex, OCC), est cependant toujours dénommé croûte océanique embryonnaire (Manatschal and Müntener, 2009;Manatschal et al., 2011). La lithosphère océanique s.s. ne s'est peut-être jamais Introduction formée lors de l'ouverture de la Téthys alpine, ou n'a pas été fossilisée lors de la collision alpine.

La plupart des fragments des marges, localisés sur la La phase d'amincissement de la croûte est caractérisée par la création de grandes zones de cisaillements (failles de détachements) qui vont exhumer les parties inférieures de la croûte (Fig. Introduction L'exhumation de roches profondes de la croûte comme du manteau est également observée à l'axe des dorsales océaniques lentes (e.g. dorsale médio Atlantique, MAR) et ultra-lentes (e.g. dorsale sud-ouest Indienne, SWIR). Il est aujourd'hui généralement admis qu'environ 25% du plancher océanique formé aux dorsales lentes sont mis en place au mur de failles d'exhumation (Escartin et al., 2008;Smith et al., 2008;[START_REF] Macleod | Life cycle of oceanic core complexes[END_REF]. [START_REF] Cannat | [END_REF] ont proposé trois types de modes d'ouvertures océaniques pour ces dorsales, selon l'apport magmatique au cours de l'accrétion. Dans les deux premiers cas décrits sur la et al., 2008), mais on ignore encore si ces OCC sont le fait d'un unique épisode tectonique continu et de grande échelle, qui créerait des failles de détachement répétées (Smith et al., 2008), ou s'il s'agit d'évènements indépendants et ponctuels (Tucholke et al., 1998;[START_REF] Macleod | Life cycle of oceanic core complexes[END_REF] Les failles de détachement océanique peuvent s'enraciner profondément dans le manteau supérieur (jusqu'à 10 km) permettant ainsi d'exhumer des parties profondes de la lithosphère. Parmi les trois sites où des forages ont été entrepris dans le mur d'une faille de détachement océanique (voir Ildefonse et al., (2007) pour une revue), on peut citer les sites d'Atlantis Bank sur la dorsale sud-ouest indienne (site ODP 735B, Dick et al., 2000), Atlantis

Massif sur la dorsale médio-Atlantique (site IODP 1309D, Blackman et al., 2006;Früh-Green et al., 2017), et le site situé à 15°45' N sur la dorsale médio-Atlantique (site ODP 1275A et 1275D, Kelemen et al., 2004Kelemen et al., , 2007)). Ces sites montrent que des roches comme des péridotites ou des gabbros ont pu être exhumées via ces larges failles de détachement.

Les failles de détachement océanique sont également le lieu d'intenses circulations de cisaillement (Boschi et al., 2006). Une activité hydrothermale se développe en association avec ces failles de détachement. C'est par exemple le cas des sites TAG, Logatchev, Ashadze, Rainbow et Lost-City. et al., 1991;Rampone et al., 1995;Reisberg and Lorand, 1995;Meisel et al., 1996).

Le manteau post-orogénique appauvri

Ce type de manteau (type 1b de la Fig. (Rampone et al., 1995), à Lanzo (Boudier andNicolas, 1977), dans le massif de Voltri (Rampone et al., 2005), ou encore, et cela nous concernera davantage dans la suite de l'étude, dans l'unité de la Platta inférieure (Müntener et al., 2010).

Les études les plus récentes ont permis de comprendre que les magmas responsables de la refertilisation par piégeage dans le manteau sous-continental, sont issus de la fusion partielle de l'asthénosphère dans le domaine à grenat (Müntener et al., 2010). Pour une revue des idées et processus nécessaires à l'obtention de ce type de manteau, le lecteur se référera à l'article de Piccardo and Guarnieri, (2010a), et pour une revue des épisodes datés de refertilisation élevée en TiO 2 (>0.2 wt.%, Kaczmarek and Müntener, 2008)) et un Cr# élevé dans les spinelles démontrent qu'ils ont subi une déstabilisation tardive dans le domaine à plagioclase (Rampone et al., 1993;Müntener and Manatschal, 2006). La concentration en Na 2 O et en Al 2 O 3 diminue en même temps que la cristallisation de plagioclase (Müntener et al., 2010). Les clinopyroxènes de Lanzo montrent cette variation, avec en leur coeur des concentrations élevées d'Al 2 O 3 , et aux bordures des taux plus faibles. Ce changement peut être perçu comme étant le passage du champs de stabilité à spinelles à celui du plagioclase (Kaczmarek and Müntener, 2008).

La refertilisation par l'apport de magmas et le piégeage de ces derniers dans le manteau sous-continental (Pognante et al., 1986;Bodinier et al., 1991;Rampone et al., 1998;Müntener et al., 2004, 2010[START_REF] Piccardo | The Jurassic Ligurian Tethys, a fossil ultraslow spreading ocean: the mantle perspective[END_REF], 2016;Piccardo and Guarnieri, 2010a) contribuent à former ce qui est appelé « l'éponge lithosphérique » (Müntener et al., 2010). Ils représentent ainsi l'étape du 'magmatisme cachée' (e.g. Piccardo et al., 2014) qui précède l'étape de magmatisme intrusif (mise en place de gabbro) et effusif (épanchement de basaltes sur le plancher océanique). La refertilisation est un processus très diffus et qui semble devenir moins fréquent lorsque l'on s'approche des domaines plus distaux du manteau sous-continental [START_REF] Piccardo | Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma plagiogranites in lherzolites and gabbros of the Piedmont-Ligurian ocean basin[END_REF][START_REF] Piccardo | [END_REF].

Avant cette étape de refertilisation décrite ci-dessus, les magmas d'abord sous-saturés en silice, percolent à travers le manteau et créent des zones à harzburgite réactive (e.g. Piccardo and Guarnieri, 2010b). Ces 'péridotites réactives à spinelles' sont caractérisées par (i) la quasi complète disparition de bandes de pyroxènes et la forte présence d'olivine, (ii) la présence de spinelles sous forme de trainées linéaires, (iii) la texture granulaire de la péridotite résiduelle, (iv) l'absence de plagioclase suggérant que cette percolation réactive de magmas s'est produite dans le champ de stabilité du spinelle. Plus tardivement, lorsque les conditions rhéologiques le permettent (notamment par la remontée de l'asthénosphère), les magmas sous-saturés en silice vont créer des zones dunitiques focalisées où les pyroxènes de la roche hôte sont également remplacés par une dissolution réactive des magmas [START_REF] Piccardo | [END_REF](Piccardo et al., , 2009;;Piccardo and Guarnieri, 2010b). Ces conduits vont par la suite servir de drain au passage des magmas saturés en silice de type gabbronorite et à la formation des cumulats gabbroiques (e.g. Piccardo sous-continentale refertilisée riche en plagioclase et créer localement des roches intrusives pegmatitiques à phénocristaux d'olivines et d'orthopyroxènes très peu différenciées (Monte Maggiore, [START_REF] Piccardo | [END_REF]Piccardo and Guarnieri, 2010b).

Le manteau océanique appauvri

Le manteau océanique (type 3 de la Si le devenir de ces liquides magmatiques dans les OCT a fait l'objet de nombreuses partielle de l'asthénosphère (depleted MORB mantle, DMM) pendant sa remontée adiabatique qui produit des liquides magmatiques migrant vers la surface. Ce processus largement appliqué au magmatisme des dorsales peut-il également s'appliquer lors des premiers stades de hétérogénéités dans la source mantellique ? Doit-on y voir, dans l'hétérogénéité géochimique de ces basaltes, un héritage acquis lors de processus géologiques antérieurs ? Ce sont quelquesunes des questions auxquelles nous apporterons des réponses dans la partie 2.

Introduction d) Les processus métasomatiques

Le métasomatisme se produisant au sein du manteau est un phénomène impliquant des aqueux. Le terme de métasomatisme modal fut introduit pour décrire la présence de phases minérales autres que celles communément relatives aux péridotites (amphibole, mica, carbonates, apatite, sulfures, sphène, ilménite, zircon) (Harte, 1983). Le métasomatisme cryptique est, quant particulièrement les éléments traces) sans apparition de nouvelles phases minérales [START_REF] Dawson | Contrasting types of upper-mantle metasomatism?[END_REF]. Le troisième type de métasomatisme visible dans le manteau est celui permettant la refertilisation par des liquides de type MORB . Ce métasomatisme peut être décrit comme étant un métasomatisme modal car il y a création de nouvelles phases minérales. Néanmoins, les phases minérales créées sont les mêmes que les cinq phases majeures qui composaient (2013). C'est ce type de métasomatisme qui est traité dans la partie 3. L'hydrothermalisme au sein des domaines de manteau exhumé ayant été étudié principalement au droit des dorsales lentes, nous lui consacrerons quelques lignes avant de présenter le processus de serpentinisation des péridotites qui contrôle en grande partie la rodingitisation.

Les circulations hydrothermales dans la lithosphère océanique

La lithosphère océanique est le lieu d'intenses circulations d'eau de mer du fait de la 400°C dans les sources hydrothermales et peuvent avoir une très large gamme de propriétés chimiques en fonction de la couche de roche traversée et du temps de résidence dans celleque Ca, Fe, Mn, Zn, Ni, Cu, Au … et des gaz tels que CH 4 , CO 2, H 2 ou He. Nous ne nous contexte d'accrétion asymétrique avec des failles de détachement.

la croûte océanique normale (magmatique), les sites hydrothermaux associés à une accrétion de péridotites (Fig. I.9). Les cellules hydrothermales peuvent être dues (i) à la présence de poches magmatiques (gabbros), (ii) au gradient géothermique régional et/ou (iii) à la réaction exothermique engendrée par la serpentinisation [START_REF] Fouquet | Geodiversity of hydrothermal processes along the Mid-Atlantic Ridge and ultrama-Series[END_REF].

ride médio-Atlantique en quatre types [START_REF] Fouquet | Geodiversity of hydrothermal processes along the Mid-Atlantic Ridge and ultrama-Series[END_REF]: (i) les sites à hautes températures présentant des amas sulfurés et des pH<4 tel que Rainbow, Logatchev et Ashadze, (ii) les sites à basses températures et pH>9 présentant des cheminées de carbonates tel que Lost City, (iii) les sites à basse température (<30°C) avec une forte présence de méthane associé à des dépôts de manganèse et de rares sulfures tel que Saldanha et (iv) les sites à stockwerk de sulfures avec la présence de veines de quartz tel que le site TAG. Tous ces sites hydrothermaux se situent dans un contexte d'accrétion lente et sont génétiquement liés à des failles de détachements océaniques (OCC).

La serpentinisation des péridotites

La péridotite est une roche compétente, non-hydratée, dense (3.3g/cm 3 ), faiblement magnétique car tout le Fe y est présent sous forme Fe(II). Ces principaux constituants sont des minéraux ferro-magnésiens (pyroxènes et olivines). Au contact avec de l'eau de mer et avec un apport thermique conséquent, la paragénèse ferro-magnésienne va lentement subir un former une serpentinite (e.g. [START_REF] Mével | Serpentinization of abyssal peridotites at mid-ocean ridges[END_REF]. A l'opposé de la péridotite, la serpentinite est une roche hydratée (H 2 O = 14% wt.%), peu dense (2.5g/cm 3 ), incompétente et mécaniquement et al., 2004;Andreani et al., 2008;Cressey et al., 2008Cressey et al., , 2010;;Mellini et al., 2010).

La serpentinisation du manteau dans les dorsales peut (i) se manifester le long des couloirs fracturés créés lors de l'apparition de la vallée axiale, (ii) se propager le long des failles océaniques de détachement ou (iii) se poursuivre de manière pervasive lorsque la péridotite forme le plancher océanique. La serpentinisation pervasive et sous forme de veines est à l'origine d'une variété texturale importante de serpentines. Le lecteur se référera notamment aux études sur les failles actives de détachements de (Aumento and Loubat, 1971;Boschi et al., 2006;Andreani et al., 2007;Rouméjon and Cannat, 2014). et al., 1996;Schwarzenbach et al., 2013;Klein et al., 2014). Alt and Shanks,

: cas particulier de métasomatisme

La rodingite est une roche peu commune à la surface de la Terre mais pour autant ubiquiste. La rodingite est souvent caractérisée comme étant une roche pauvre en silice et riche en calcium. La rodingite se forme aux dépen Bach et al., 2013). La serpentinisation est ainsi un bon candidat pour un tel processus car elle 1969; Janecky and Seyfried, 1986;Seyfried et al., 2007). La serpentinisation étant très active dans les domaines de manteau exhumé, elle va ainsi jouer un rôle majeur sur la rodingitisation considérations thermodynamiques à leurs sujets.

Les études précédentes portant sur les rodingites se sont beaucoup intéressées aux cas de rodingitisation se déroulant lors de la subduction d'une lithosphère. Ce ne sont que quelques rares études qui se sont focalisées sur les rodingites présentes dans les plaines abyssales (e.g. Honnorez and Kirst, 1975). Du fait que la nappe de la Platta ait subi un des métamorphismes les plus faibles des ophiolites des Alpes, elle en fait un endroit de choix pour l'étude des phénomènes de rodingitisation s'étant déroulés lorsque le manteau était exhumé, ou proche de l'être, au niveau de l'OCT de la marge téthysienne. L'étude des rodingites de la nappe de lors des premiers stades de l'océanisation. La rodingite demeure une roche énigmatique et de nombreuses questions restent en suspens. Comment les rodingites se forment-elles ? Quelles

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma chapitre (chapitre ci-après) de ce manuscrit.

CHAPTER 1 MAGMATISM AND METASOMATISM LEADING TO RODINGITIZATION DURING EXHUMATION OF THE SUBCONTINENTAL MANTLE: EXAMPLE OF THE PLATTA OCEAN-CONTINENT TRANSITION (SE SWITZERLAND)

1. Introduction gabbroic bodies enclosed in serpentinite massifs (Bell et al., 1911). In present-day, most of rocks (e.g. Bach and Klein, 2009), although some studies argue against the hypothesis Ahmed, 1984). As a consequence, rodingites occur in various geological settings: upper oceanic lithosphere at Hess Deep (Hekinian et al., 1993;Früh-Green et al., 1996), ultrafast Garett transform (Bideau et al., 1991), Mid-Atlantic Ridge Rift Valley (Switzer et al., 1970;Aumento and Loubat, 1971;Honnorez and Kirst, 1975;Hébert et al., 1990). Due to tectonic compression of the oceanic crust, rodingites have been also reported onland in large scale ophiolites in orogenic belts (Bilgrami and Howie, 1960;Barriga and Fyfe, 1983;Mittwede and Schandl, 1992;Austrheim and Prestvik, 2008;Tsikouras et al., 2009;Python et al., 2011), in Archean greenstone belts (Miles, 1950;Anhaeusser, 1979;Schandl et al., 1989;[START_REF] Oberhänsli | Solution to the volume problem in serpentinization[END_REF]Attoh et al., 2006;Normand and Williams-Jones, 2007), in suprasubduction zones (LI et al., 2007), or in alpine suture [START_REF] Frost | Contact metamorphism of serpentinite, chloritic blackwall and rodingite at Paddy-Go-Easy Pass, Central Cascades, Washington[END_REF]Evans, 1977;Rosli, 1988;[START_REF] Oberhänsli | Solution to the volume problem in serpentinization[END_REF]and Wiewióra, 1999;Li et al., 2004;Murzin and Shanina, 2007). The main characteristic of all rodingites worldwide, independently from the geodynamic settings of formation, is the progressive replacement of the primary mineralogy by Ca-rich phases (e.g. Bach et al., 2013). during serpentinisation processes (Bach et al., 2002;Iyer et al., 2008). Seawater circulation has also be proposed as an additional source of Ca in rodingites (Rosli, 1988;Peters et al., 2008). Klein, 2009;Bach et al., 2013).

The Platta nappe (SE Switzerland) is one of the best-preserved fossil analog of passive margin documented so far (Desmurs et al., 2001, 2002, Müntener et al., 2004, 2010;Peters et and continental units that formed the Adriatic hyper-extended magma-poor passive margin, part of the former Alpine-Tethys (Manatschal and Nievergelt, 1997).

the Platta nappe are strongly altered, i.e. peridotites are almost completely serpentinized and gabbro and basalt primary minerals are partially to completely replaced by mineral assemblage of albite, chlorite, epidote, prehnite and pumpellyite. Such low-grade alteration is typical of oceanic metasomatism at shallow depth (Rosli, 1988;Desmurs et al., 2001). In addition, Chapter 1 : Magmatism and metasomatism leading to rodingitization during exhumation of the subcontinental mantle gabbroic dikes crosscutting the mantle section are systematically replaced by rodingites. These rodingites exhibit various mineral paragenesis attesting a polyphase metasomatic evolution (Dietrich, 1969). In this paper, we present a detailed petrological and geochemical study of rodingites occurrences within the Platta nappe. Our aim is to document the chemical exchanges B). This oceanic segment of an estimated width of 400 to 800km (Handy et al., 2010;Lemoine et al., 1987;Vissers et al., 2013) was in opening during the Aptian to Cenomanian period prior its closure and subsequent subduction and accretion of future Alpine ophiolites during Late Cretaceous to Eocene collision (e.g. Schmid et al., 1996Schmid et al., , 2004)).

Geological settings

Ophiolites in the Alps

2.2

Platta Unit: general overview

The Platta nappe in the Alpine context

The South Penninic Platta nappe is located in southeast Switzerland (Fig. 1.1A-B) and is bounded to the east by the Lower Austroalpine Err nappe (part of the Adria distal continental margin) and to the west by the North Penninic nappe which is the remnant of the Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin

Valais ocean (Fig. 1.1B). The Platta nappe is of a particular interest since it corresponds to the best investigated fossil OCT so far [START_REF] Cornelius | Geologische Karte der Err-Julier-Gruppe[END_REF][START_REF] Cornelius | Geologische der Err-Julier-Gruppe: Der Gebirgsbau[END_REF], Dietrich, 1967[START_REF] Shaw | Trace element fractionation during anatexis[END_REF], 1972, 1969;(Desmurs et al., 2001;Manatschal and Nievergelt, 1997;Müntener et al., 2004Müntener et al., , 2010;;Peters et al., 2008). This OCT consists of an exhumed, highly serpentinized mantle intruded by basalts and gabbro bodies and overlain by several continental-derived extensional allochthons and syn-to-post-rift sediments (e.g. Desmurs et al., 2001). The Platta nappe consists of two alpine tectonic units, namely the Upper Platta and the Lower Platta units (Fig. 1.1C) are tectonically separated by an alpine late-Cretaceous thrust (Froitzheim and Manatschal, 1996).

Val da Natons

Chapter 1 : Magmatism and metasomatism leading to rodingitization during exhumation of the subcontinental mantle

Mantle rocks

The lower Platta unit mainly consists of mantle peridotites and serpentinites crosscut by minor cm-scale gabbroic veins and rare occurrences of dunite and pyroxenite layers (Müntener et al., 2004(Müntener et al., , 2010;;Peters et al., 2008). The nature of mantle rock ranges from spinel-plagioclase lherzolite to harzburgite and their location indicates that they were part of the subcontinental mantle. Lherzolites were formed as a consequence of the entrapment of ascending asthenospheric melts (i.e. refertilization process; Pognante et al., 1985;Rampone et al., 1998;Müntener et al., 2004Müntener et al., , 2010;;[START_REF] Piccardo | [END_REF]. The upper Platta unit is also part of the subcontinental lithospheric mantle and corresponds to a more proximal part (continenwards)

of the lithosphere compared to the Lower Platta unit. It is constituted of fertile and depleted spinel lherzolites locally crosscut by subordinate garnet pyroxenite layers, dunites and rare phlogopite-hornblendite veins (Peters, 1963(Peters, , 1968;;Müntener and Hermann, 1996;Desmurs et al., 2001).

Volcanic rocks

Volcanic rocks in the Platta nappe occur mainly as gabbros and basalts (Desmurs et al., 2002). All have been dated at 160 +/-1Ma (Schaltegger et al., 2002) which is the common age of all volcanic rocks from other Alpine-Apennine ophiolites (Li et al., 2013). Gabbros are mainly found in two localities (i.e. Val da Natons and Fuercla da Faller, Fig. 1.1C) and consist of patchy outcrops of hundred meters width. They underwent a ductile-to-brittle deformation a serpentine-arenite mélange matrix [START_REF] Cornelius | Geologische Karte der Err-Julier-Gruppe[END_REF][START_REF] Cornelius | Geologische der Err-Julier-Gruppe: Der Gebirgsbau[END_REF]Manatschal and Nievergelt, 1997;Desmurs et al., 2002). Gabbro bodies are frequently crosscut by basaltic dikes with chilled margins indicating that the latter were emplaced after the cooling of gabbro. Most of the Platta gabbros correspond to single batch of melt resulting from the melting of a DMM source and that underwent multiple episodes of crystallization during their ascent (Desmurs et al., 2002). , 2001, 2002). Previous studies postulated that, similarly to gabbros, basalts result from the melting of a DMM source and that the transition between T-and N-MORB can be explained by slight differences of meting degrees (Stille et al., 1989;Desmurs, 2002;Schaltegger et al., 2002).

Alteration of magmatic rocks in the Platta nappe

Contrarily to the western part of the Alps which have undergone a general high-pressure metamorphic overprint, the Platta nappe has only undergone a low Alpine metamorphism event leading to prehnite-pumpellyite facies (Trommsdorff and Evans, 1974;Trommsdorff, 1983;[START_REF] Mählmann | [END_REF][START_REF] Oberhänsli | [END_REF][START_REF] Bousquet | Metamorphism of metasediments at the scale of an orogen: a key to the Tertiary geodynamic evolution of the Alps[END_REF]. Therefore most of Rouméjon and Cannat, 2014). Peridotites are almost completely transformed into serpentinites where primary mineral assemblage is only present as relicts: olivine and orthopyroxene are transformed into serpentine minerals where lizardite and chrysotile are the dominant polymorphs. Clinopyroxene is generally replaced by amphibole of which nature depends on high temperature metasomatism (600-700°C; (Evans, 1982;[START_REF] Peters | Major and trace element compositions in clinopyroxene demonstrate the fertile character of these mantle rocks[END_REF]Desmurs, (e.g. Desmurs, 2002). Volcanic rocks also exhibit secondary alteration related to seawater chlorite, epidote, prehnite and pumpellyite, primary clinopyroxene and Ti-pargasite remaining and calcite (Dietrich, 1969).

Dolerite dikes are the most altered volcanic rocks. Most of them have been converted into rodingites, in which primary mineralogy is transformed in Ca-rich mineral assemblage including e.g. Ca-garnet, diopside, vesuvianite, chlorite (Rosli, 1988). Rodingite dikes are enclosed in serpentinites and can be surrounded by cm-to m-sized chlorite-rich layer (socalled blackwall). The presence of blackwalls does not systematically surround rodingite dikes.

Rodingitization is not restricted to the Platta Nappe, since similar features have been reported in other ophiolites in the Alps (Barriga and Fyfe, 1983;Rosli, 1988;[START_REF] Moreau | Pétrographie, minéralogie et géochimie des rodingites de la nappe ophiolitique piémontaise[END_REF]Li et al., 2004;Panseri et al., 2008) and is a typical process of mid-ocean ridge environments (Honnorez and Kirst, 1975;Bach and Klein, 2009;Klein, 2009).

Samples studied

Ten magmatic intrusions (1 gabbro, 9 rodingites) and four associated chlorite-rich blackwalls are presented in this study. Sample location is provided in Table 1.1 and shown in Chapter 1 : Magmatism and metasomatism leading to rodingitization during exhumation of the subcontinental mantle deformation recorded by some rodingite dikes (Fig. 1.2 E). Associated to this corridor, highly which primary mineralogy consisted of pyrite, bravoïte, chalcopyrite, bornite. Previous studies (Dietrich, 1972).

Analytical methods

Whole-rock major and trace elements

Major and trace elements were measured using the analytical method of Resin applying a method adapted from Deniel and Pin, ( 2001) and Pin and Zalduegui, (1997).

Isotopic measurements were performed using a thermal ionization mass spectrometer (TIMS)

regularly to check our measurements. uncertainty for B isotope is 0.4‰ (±2SD). The B concentration is determined using the 11 B ion beam intensity, corrected from the bracketing standards, and the exact masses of sample and analyzed aliquots. Following this method, repeated analyzed of samples and standard solutions yield an analytical uncertainty for the B concentration of 5% (±2SD).

Boron isotopic analytical procedure

X-ray diffraction

Analyses were performed at the Institut des Sciences de la Terre (ISTerre, Grenoble, France) on sample powders. X-ray diffraction (XRD) patterns were recorded with a Bruker 1+2 radiation. Intensities were recorded at 0.02° 2 °, with a 6-s counting time per step. Size of the divergence slit was 0.298°.

Chapter 1 : Magmatism and metasomatism leading to rodingitization during exhumation of the subcontinental mantle

In-situ microprobe analysis

Raman spectroscopy

Raman spectroscopy measurements were performed at Institut de Chimie et Procédés pour l'Energie, l'Environnement et la Santé (ICPEES, Strasbourg, France) using a Horyba Jobin Yvon LabRam ARAMIS spectrometer equipped with a green laser source with a wavelength of 532nm and an output power of 100 mW. A microscope lens of x100 was used to focus the laser beam onto an area of 1 µm in diameter. Analyses were carried out on macroscopic samples and on thin sections. Each spectrum is an average of two acquisitions of 30 s to optimize the signal/noise ratio. We investigated two regions of the Raman spectra: 200-1200 cm -1 for the characterization of structural bonding and 3200-3800 cm -1 for the characterization of hydroxyl 2010).

4.7

µ-XRF) measurements were performed on thin sections and rock sections using EDAX Eagle III spectrometer at the Institut des Sciences de la Terre (ISTerre, Grenoble, France). The X-ray tube consists of a Rh anode operating at 250 µA with

Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin an acceleration voltage of 40 kV. The X-ray beam is focused down to 40 µm full-width-at-halfmaximum at the sample surface by using polycapillary lenses. Chemical maps were recorded with a matrix of 512x400 pixels, a 50 µm step interval in both directions, and a dwell time of 0.5 s per pixel. Maps for each element (Mg, Al, Si, P, S, K, Ca, Ti, Cr, Mn, Fe, Ni) represent (ROI) of the energy range of XRF spectra. These ROI maps are used to calculate quantitative phase maps using a routine previously developed in Ulrich et al. (2014). widespread interstitially between all other minerals, occurring as small grains or veinlets (Fig.

Results

Mineralogy of rodingites and blackwalls

)

and

Raman spectroscopy, with spectra exhibiting typical main peaks at 203, 550 and 680 cm -1 for low wavelengths and at 3592 and 3675 cm -1 for high wavelengths (Fig. 1.8A).

Sr-Nd-B isotopic compositions

Bulk-rock Sr-Nd-B isotopic compositions are presented in Ligurides (Italy) (Borsi et al., 1996;Rampone et al., 1998Rampone et al., , 2009;;Schaltegger et al., 2002). In contrast, initial Nd isotopic ratios of rodingites are lower, ranging from 0.512796 to 0.512821.

Only three other basaltic rocks from Platta (Stille et al., 1989;Schaltegger et al., 2002) from the North Penninic Unit (Steinmann and Stille, 1999) display similar 143 Nd/ 144 Nd 160 ratio (Fig. serpentinization of the surrounding mantle (e.g. [START_REF] Coleman | Ophiolites[END_REF]Schandl et al., 1989;[START_REF] Oberhänsli | Solution to the volume problem in serpentinization[END_REF]Mittwede and Schandl, 1992;[START_REF] O'hanley | Serpentinites[END_REF]Frost and Beard, 2007; Bach and of diopside and chlorite at the expense of clinopyroxenes as illustrated in Fig. 1.3B, C and D, and Klein, 2009) and can be constrained to 5.8-7.2 for an assemblage constituted of chloritediopside-garnet-vesuvianite (Palandri and Reed, 2004). We saw thanks to µXRF maps (Fig.

1.13B).

1.9) that aluminum is mobile under rodingitization environment. Aluminum is soluble for high and low pH and become very immobile (precipitation) when pH approaches 6.5. We can thus average of previous estimations. Studies on boron isotopes have highlighted that this particular element fractionates under changing pH and temperature conditions (Palmer et al., 1987).

temperature leading to the chloritisation and thus to the rodingitization.

Conditions of rodingitization based on boron isotopes

by clay minerals and other secondary phyllosilicates during a low temperature interaction of seawater with oceanic lithosphere (i.e. sediments, magmatic and mantle rocks, [START_REF] Lerman | perovskite U/Pb SIMS age, trace elements and Sm/Nd isotopes: Case study from the Western Carpathians, Slovakia. Lithos[END_REF]You et al., 1996) and (ii) coprecipitation of boron during hydrothermal or burial diagenesis processes forming phyllosilicates such as chlorites (Harder, 1970;Dewis et al., 1972;Spivack and Edmond, 1987;Williams et al., 2001). Boron can have either trigonal (BO 3 -B(OH) 3 )

or tetrahedral (BO 4 -B(OH) 4 -) coordination and because the bonds strength and vibrational frequencies of these two species differ (Kakihana et al., 1977;Liu and Tossell, 2005), 11 B will be preferentially incorporated into the trigonal species whereas 10 B into the tetrahedral species.

Fractionation of boron in natural environment is preferentially controlled by the exchange reactions in (sea)water of BO 3 -B(OH) 3 and BO 4 -B(OH) 4 -and during mineral crystallization.

Summary and conclusions

Our new isotopic and geochemical data combined with literature considerations enable to better constrained the sequence of magmatic and metasomatic event spanning when the lower Platta nappe was part of the incipient Liguro-Piemonte ocean (Fig. 1.16). studies showed that DMM alone cannot account for geochemical heterogeneities of basalts from OCTs worldwide [START_REF] Robertson | Evidence of continental breakup from the Newfoundland rifted margin[END_REF]Nauret et al., 2011). Basalts derived from present-day (Cornen et al., 1999;[START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF][START_REF] Robertson | Evidence of continental breakup from the Newfoundland rifted margin[END_REF], the Diamantine OCT (Chatin et al., 1998;Beslier et al., 2004), the China Sea OCT (Sun et al., 2016), and Zabargad Island (Petrini et al., 1988). In this still poorly sampled context, Alpine-Apennine ophiolites provide access to exposed remnants of the OCTs of the ancient magma-poor Jurassic Alpine Tethys, which show striking similarities with the Iberia-Newfoundland OCTs (Manatschal and Bernoulli, 1999).

The access to a fossil analogue of an OCT offers a unique opportunity to evaluate the evolution of basalts in a domain undergoing lithospheric breakup. Basalts derived from the fossil Alpine-Tethys OCT show a wide range of incompatible element compositions, ranging from depleted to enriched basalts (e.g. Desmurs et al., 2002;Kramer et al., 2003;Montanini et al., 2008;Saccani et al., 2008). For the case of enriched basalts in OCTs, authors traditionally invoked the role of different mantle sources including: (i) garnet-bearing pyroxenites from recycling crustal material (Montanini et al., 2008), (ii) an ancient arc (Bill et al., 2000), (iii) the variable low degree of partial melting (Desmurs et al., 2002;Kramer et al., 2003), (iv) a 'more enriched source than DMM' [START_REF] Piccardo | The Jurassic Ligurian Tethys, a fossil ultraslow spreading ocean: the mantle perspective[END_REF]Saccani et al., 2008), or (v) the presence of a nascent rift or a within-plate environment (Durand-Delga et al., 1997;Bill et al., 2000). For the case of depleted basalts in OCTs, authors suggested: (i) the previous extraction of enriched basalts (Frisch et al., 1994), (ii) a 'slightly depleted asthenospheric MORB source' (Vannucci et al., 1993), or (iii) a high degree of partial melting (Vannucci et al., 1993). It has also been proposed that the depletion in some HFS elements could be explained by a latter sediment assimilation during the ascent and extrusion of the basaltic melts (Steinmann and Stille, 1999). We therefore realize that even in this relatively small Jurassic oceanic realm, the parental source of basalts remains very ambiguous. Fortunately, over the last decade, a lot of information has been acquired on the mantle rocks from OCTs [START_REF] Piccardo | [END_REF]Müntener et al., 2010;Picazo et al., 2016;Piccardo, 2016). This new knowledge enables to better understand the processes involved in deeper parts of the lithosphere during mantle exhumation and lithospheric breakup.

In this paper, we present a compilation of Alpine-Tethys basalt chemistry that includes new data from the Platta and Tasna nappes. We show that the great diversity in basalts from these

Chapter 2 : Geochemical evolution of basalts related to incipient oceanization

OCTs cannot be only attributed to various melting degrees of a depleted MOR mantle source contrarily to MOR basalts. In contrast, they derive from the melting of multiple mantle sources at various depths during the upwelling of the asthenosphere prior and during lithospheric breakup.

This implies the mixing of melts from different origins. We propose a tectono-magmatic model that can explain the different basaltic rock associations found in Alpine-Tethys OCTs.

Geological setting 2.1 Remnants of Adriatic and European OCTs in the Alps

The Tasna and Platta nappes represent well preserved remnants of fossil OCTs of the ancient European and Adriatic conjugate rifted margins (Manatschal and Nievergelt, 1997;[START_REF] Manatschal | New models for evolution of magma-poor rifted margins based on a review of data and concepts from West Iberia and the Alps[END_REF]. The Tasna and Platta ophiolites are located in southeastern Switzerland (Fig. 2.1a) and were part, as the other ophiolites outcropping in the Alpine-Apennine, of the Jurassic Liguro-Piemonte/Alpine Tethys ocean (Fig. 2.1b). This ocean has been interpreted as a narrow (<600km-wide) basin that developed as a result of ultra-slow spreading (e.g. Marroni and

. The Tasna nappe is assumed to be part of the inferred Valais trough [START_REF] Manatschal | New models for evolution of magma-poor rifted margins based on a review of data and concepts from West Iberia and the Alps[END_REF] and consists of two units, i.e. the lower and the upper Tasna units. These two units preserve the structure of a former proximal OCT including a wedge of continental crust that is laterally replaced by exhumed subcontinental mantle and that grades into proto-oceanic crust overlying basalts and sediments are well preserved and spectacularly exposed and not strongly overprinted by later Alpine deformation. The Upper Penninic Platta nappe is bounded at its top (on a map to the east) by the Lower Austroalpine Err nappe (part of the Adria distal continental margin) and overlies Middle and Lower Penninic nappes, which are the remnant of the distal European margin (Manatschal and Nievergelt, 1997). Previous studies have demonstrated that Alpine-Tethys ophiolites represents magma-poor OCTs (Manatschal and Müntener, 2009;Picazo et al., 2016) continental margin (Piccardo et al., 2014). The Platta nappe is subdivided into two Alpine tectonic units, the upper and the lower Platta units (Appendix 2.1). This nappe consists, as the majority of Alpine-Apennine ophiolites, of highly serpentinized peridotites intruded by extensional allochthons and post-rift sediments (Fig. 2.2; Desmurs et al., 2001;Desmurs, 2002;Peters et al., 2008). In addition to extrusive basaltic rocks, sills of 10 to 20 m thickness (Fig. 2.3d) have

Origin of OCT-basalts

Basalts from this study are representative of the whole geochemical dataset of basalts from the Alpine-Tethys a testify in Fig. 2.5. They can be modeled by partial melting typical of tholeiitic basalts ranging from 5% to 15% and followed by different degree of fractional crystallization. Chapter 2 : Geochemical evolution of basalts related to incipient oceanization The PUM (McDonough and Sun, 1995) represents the hypothetical Earth's reservoir before the crust differentiates from the mantle (e.g. Walter et al., 2004). This fertile (nondepleted) mantle is very close in composition from the present-day subcontinental mantle (e.g. Meisel et al., 2001) and has not undergone partial melting in his recent history. This primitive mantle can be sampled by xenoliths or in mantle directly connected with continents in proximal parts of OCTs. The former stage of mantle partial melting before the onset of Jurassic rifting has been attributed to the extraction of gabbros following the post-orogenic collapse at Permian time (Petri et al., 2017). Such depleted mantle reequilibrated during Permian orogenic collapse, has been sampled all over the Alpine-Apennine ophiolites (Rampone et al., 1996;Scambelluri et al., 2010;McCarthy and Müntener, 2015) and even in the Platta nappe (Müntener et al., 2004). This mantle shows low clinopyroxenes (cpx) content with very low Na 2 O wt.% and is therefore very refractory. Modeling indicates that about 4% of fractional melting in the garnet mantle residue (Müntener et al., 2004). These model lines are shown in Fig. 2.6c (dark and light green lines respectively). This depleted mantle cannot yet play a role, with the refractory characteristics, in the source of the Jurassic Alpine Tethys basalts alone.

The impregnation by tholeiitic melt of a previously depleted mantle (refertilization) has been proposed in a large panel of geological settings such as in actual MOR (Dick, 1989;Elthon, 1992) or OCT [START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF], and in fossil MOR (Uysal et al., 2015) and OCT (Rampone et al., 1997;[START_REF] Müntener | [END_REF]Müntener et al., 2010). In our fossil OCT context, the refertilized agent has been modeled by (Müntener et al., 2010) as the fractional melting of an asthenospheric DMM. The melt produced will percolate upwards and impregnate, up to 12% in volume, the above depleted subcontinental lithosphere (Müntener et al., 2010).

From this point, a newly designed mantle can pretend to be a pertinent source for basalts from refertilized subcontinental mantle. Results are shown in Fig. 2.6c for a melt impregnation of (Sm/Yb) N samples and most basalts from the Alpine Tethys OCT. This scenario consisting of zones leading some authors to propose that such shear-zones acted as permeability barriers (Kaczmarek and Müntener, 2010). The thermal advection derived from the near-adiabatic asthenospheric conditions of the incompatible element-rich melt-impregnated subcontinental thinning and mantle exhumation. The early 'hidden magmatism' is then follow by a further magmatic and volcanic stage deriving from aggregated melts following olivine-rich subcontinental mantle is hence supported by geochemical modeling matching with the majority of basalts from the Alpine-Tethys OCTs (type-1 basalt), while some other basalts (type-2) are produced by mixing sources between upwelling DMM (asthenosphere) and garnet-pyroxenite (subcontinental mantle inheritance) allowing to form off-axis magmatism in OCTs (Fig. 2

.7c).

This study supports the idea of a long-lived poly-phased and continuous variable sources in an extensional environment, from the participation of the continental crust leading to alkaline rich (MOR-basalt machine). Therefore, with our new proposed models of partial melting based on inheritance in the subcontinental lithospheric mantle, basaltic suite formed along OCTs should therefore be referred to as OCT-basalts and not to as MOR-basalts.

Fig. 2-7:

Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains: the example of Iberia-Newfoundland conjugate margins

ABSTRACT:

The very well documented Iberia-Newfoundland conjugate magma-poor, rifted margins gather a unique dataset of exhumed subcontinental mantle rocks to understand in-situ mantle processes during lithospheric breakup. These margins highlight geochemical and petrological heterogeneities in their subcontinental mantle. By combining new geochemical data on mantle mineral phases and a compilation of existing datasets, we demonstrate that the geochemical inheritance in the two conjugate margins support the idea of an asymmetrical rifting prior to lithospheric breakup. In particular, the melt percolation and impregnation during lithospheric thinning is preferentially focused on the Iberian side, leaving the Newfoundland margin non-or little refertilized.

Keywords:

-

Introduction

mantle and magmatic rocks. The dredging of exhumed mantle rocks in Galicia Bank (Boillot et al., 1980(Boillot et al., , 1988a(Boillot et al., , 1995) ) and the subsequent drilling of mantle rocks and basalts during four ODP missions (Leg 103: Boillot et al., 1987;Leg 149: Sawyer et al., 1994;Leg 173: Whitmarsh et al., 1998 andLeg 210: Tucholke et al., 2004) made the Iberia/Newfoundland rifted margins the only present-day margin where direct access to rocks recording the processes of breakup have been sampled. As a consequence, the total volume of rock cored and dredged is minor.

In addition, recovered rocks have undergone strong secondary seawater and/or hydrothermal alteration and thus, the primary mineral assemblage is usually replaced by hydrated phases (e.g. chlorite, serpentine, secondary amphibole). This explains that in-situ trace element compositions on minerals from the upper mantle peridotite associated with lithospheric breakup are very rare (e.g. Abe, 2001;[START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF]. Based on the study of mantle phases along the two conjugate Iberia and Newfoundland margins and a compilation of data from drill holes reaching the exhumed mantle (Fig. 3.1), this study aims at understanding the 'hidden non-extrusive magmatism' described by Piccardo et al., (2014) during breakup. This later process is well constrained in the fossil analogs exposed in the Alpine-Apennine ophiolites and will be used for comparison. In this frame, major and trace elements composition of mantle mineral phases (i.e. clinopyroxene, orthopyroxene, olivine and spinel) were measured on peridotites from the Iberia margin and compared with the conjugate Newfoundland margin in order to constrain:

(i) the primary nature of the exhumed mantle, (ii) the variability of mantle types through the percolation leading to the refertilization of the subcontinental mantle. This latter stage predates 2. The Iberia-Newfoundland conjugate margin system

General setting

The Iberia margin can be subdivided from north to south into three different segments, i.e. the Galicia Bank, the Iberia Abyssal Plain and the Tagus Abyssal Plain (Fig. 3.1). The conjugate corresponds to the Newfoundland margin, circumscribed by the Flemish Cap to the north and the Southeast Newfoundland fracture zone to the south (Fig. 3.1). The Iberia-Chapter 3 : Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains Newfoundland margins record a poly-phased history (e.g. Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009;Mohn et al., 2015), which is still debated nowadays. Nevertheless, some key observations remain unambiguous. The presence of large lineaments are well observed by gravity and magnetic anomalies within the Paleozoic terranes (Welsink et al., 1989 ;Srivastava et al., 1990 ;Silva et al., 2000). These Paleozoic structural trends might be correlated with the Mesozoic system [START_REF] Wilson | Mesozoic development of the Lusitanian basin[END_REF]Welsink et al., 1989 ;Pinheiro et al., 1996). The North Atlantic rift system propagated through a complex and heterogeneous continental lithosphere leading to a succession of sedimentary basins, Triassic to Lower Cretaceous in age, that can be found on both sides of the future North Atlantic (e.g. Lusitanian and Jeanne d'Arc basins, Fig. 3.1). The age of major crustal thinning between the Galicia Bank and the Flemish Cap varies among authors but is a present interpreted to occur during Barremian age (around 129-125Ma, (Tucholke and Sibuet, 2007;Mohn et al., 2015). The age of the lithospheric breakup is disputed as well

Magmatic events

Magmatic rocks sampled at both margins (Fig. 3.2) show a complex poly-phase chemical evolution varying between tholeiitic and alkaline series (Féraud et al., 1986(Féraud et al., , 1988;;Pe-Piper et al., 1994;Seifert et al., 1997;Cornen et al., 1999;Schärer et al., 2000;Beard et al., 2002;Gardien and Paquette, 2004;Hart and Blusztajn, 2006;Merle et al., 2006;Müntener and Manatschal, 2006;Jagoutz et al., 2007;Grange et al., 2008). The available geo-and

Lithologies constituting the exhumed mantle

Seven ODP sites have sampled serpentinized peridotites (637, 897C-D, 899, 1070 and 1277). The rocks are mainly composed of serpentinized harzburgites (+/-spinel) and lherzolites (+/-spinel or plagioclase) with minor websterites, and dunite (e.g. Tucholke and Sibuet, 2007). In general, these mantle rocks experienced temperature and pressure paths consistent with an exhumation process controlled by major detachment faults (Tucholke and Sibuet, 2007). Previous study led by Müntener and Manatschal, (2006) have demonstrated that the highly serpentinized spinel harzburgites recovered at ODP Site 1277 on the Newfoundland margin are among the most depleted peridotites worldwide (14-25% partial melting) and can be ascribed to a subarc-related mantle (Müntener and Manatschal, 2006). In comparison, peridotites from the Iberia margin are more fertile and show local evidence for equilibration in and petrological heterogeneities observed by numerous authors. Hébert et al., (2001) explained this phenomenon by early syn-rift melt percolation and equilibration in the plagioclase stability by subsolidus deformation related to extension. Cornen et al. (1996) argued in favor of both latter explanations. Abe (2001) proposed that the enriched component percolating through the subcontinental mantle is rather similar to xenoliths found in arc environments. Nowadays, we know from studies on Alpine-Tethys ophiolites that mantle at ocean-continent transitions have [START_REF] Piccardo | [END_REF]Müntener et al., 2010). Plagioclases are good petrographical markers of this impregnation because of their strong chemical gradient in major element compositions, leaving the texture and mineral modes almost unchanged. As a consequence, we therefore decided to analyze not only mineral phases in plagioclase-bearing, but also in plagioclasefree mantle. Nevertheless, websterites or pyroxenite-rich layers have been excluded from our further investigations. It appears that the amount of melts, which percolated through the mantle, of extrusive massive basalts. This is very similar to what has been described from the Alpine-Apennine ophiolites (Rampone et al., 1997;[START_REF] Piccardo | [END_REF]Müntener et al., 2010).

Analytical methods: Microprobe and LA-ICPMS

Electron probe microanalyses (EPMA) were performed at Service Commun de Microscopie Electronique et de Microanalyses at Nancy (France). Measurements were done spectrometers. Calibrations were achieved using natural or synthetic minerals: manganese titanate (MnTiO 3 ) for Mn, chromium oxide (Cr 2 O 3 ) for Cr, iron oxide (Fe 2 O 3 ) for Fe, albite (NaAlSi 3 O 8 ) for Na and Si, orthoclase (KAlSi 3 O 8 ) for K, forsterite Fo 90 for Mg, Nickel oxide (NiO) for Ni and andradite (Ca 3 (Fe 3+ ,Ti) 2 Si 3 O 12 ) for Ca. Analyses were performed with a current of 12 nA, an acceleration voltage of 15 kV, and a counting time of 10s on the peak of each element.

Laser ablation analysis have been performed at the GeoRessources laboratory -

Vandoeuvre-les-Nancy, France. The LA-ICP-MS system is composed of a 193 nm GeoLas Pro ArF Excimer laser (MicroLas, Göttingen, Germany, Günther et al., 1997) coupled with an Agilent 7500c quadrupole ICP-MS. The laser beam is focused onto the thin section using a located into 24.5cm 3 cylindrical ablation chamber on a motorized X-Y-Z stage and combined to 41) associated with a CCD camera. Laser ablation are performed on large mineral surface with an ablation spot size of 160µm to maximize the signal intensity. Laser pulse rate is constant Chapter 3 : Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains (5Hz) and the ablation duration is 200s allowing a set of 2 holes in the same mineral. The via a cyclone coaxial mixer (volume of 9.5 cm 3 ) before being introduced into the plasma torch for optimum ionization. Data are collected with an integration time of 0.01s per channel for most isotopes (>100 µg/g -1 ) and 0.02-0.05 s (<100 µg/g -1 ). The following rare-earth isotopes were monitored: 139 La, 140 Ce, 141 Pr, 146 Nd, 147 Sm, 153 Eu, 157 Gd, 159 Tb, 163 Dy, 165 Ho, 166 Er, 169 Tm, 172 Yb, 175 Lu. Data reduction was performed using the standard method of Longerich et al., (1996) using prior CaO or MgO microprobe analysis as internal standards. Isotopes content below 6 times the detection limit were not selected. The calibration of the whole device was performed using an external standard with the synthetic glass (NIST 610 and NIST 612, Pearce et al., 1997).

Results

4.1

Petrology of the Iberia and Newfoundland mantle rocks.

In order to choose the best samples available, we have investigated all cores with mantle rocks at the Bremen core sample repository. Out of more than a hundred samples examined under an optical microscope, we choose to analyze in detail a dozen of samples because of their relative freshness (appendix 3.1.). The total primary mineral phases do not exceed 0.5% in volume in the least altered samples and are mainly spinels. The other recognizable phases are olivine, clinopyroxene and orthopyroxene. Gabbroic veinlets within the mantle hostrock are rare (Fig. 3.3a) and often contain biotite-bearing veins (Fig. 3.3b). The majority of serpentinized peridotite from the Galicia margin exhibits granular porphyroblasts (Fig. 3.3c)

forming neoblastic unstrained and interstitial clinopyroxenes (Fig. 3.3d), which can also be al., 2016). The mantle drilled at the conjugate Newfoundland margin shows highly foliated and porphyroclastic serpentinized harzburgite (Fig. 3.3e-f) and also non-granular (almost aphanitic) textures (Fig. 3.3a).

Major and trace element mineral chemistry

have been found in eight samples. They display Mg# ranging from 90.8 to 94.2% and Cr# from 8 to 19%. They display large variations in Al 2 O 3 (4.6-7.6 wt.%) and TiO 2 (0.04 -0.7 wt.%) and relatively low Na 2 O compositions (0.45-0.9 wt.%). Cpx in Iberia margin have high 123

Chapter 3 : Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains Nd compositions ranging from 1.7 to 5.2ppm. The complete dataset is available in appendix 3.1. Orthopyroxenes in Iberia margin preserved from the pervasive serpentinization and/or chloritisation are even much rarer than cpx. Mg# varies from 90.5 to 94% and seems to be correlated with the Cr# ranging from 8.1 to 19.4%. Cr 2 O 3 varies between 0.6 to 1.1 wt.%, TiO 2 ranges from 0.01 to 1.2 wt.% and Al 2 O 3 display a wide range of composition comprised between 2.5 and 5.7wt.%. Olivines have been found in six samples in Iberia margin with Fo 89- 94 and NiO ranging from 0.14 to 0.58 wt.%. Spinels are present is all samples and are the least altered primary mineral. Cores of grains are generally unzoned. Mg# (42 to 79%) show almost the same range in both margins and correlate negatively with Cr# in spinels (Fig. 3.4a). Cr# in spinels are in average higher in samples from the Newfoundland margin (35-65%) than from the Iberia margin (15 to 58%). Spinels from the Iberia margin have a higher TiO 2 concentration, ranging from 0 to 1.25 wt.%, comparing to spinels from the Newfoundland margin (0.02 to 0.24 wt.%) (Fig.

Fig. 3-4:

2 Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin TiO 2 content than those from abyssal peridotites having undergone partial melting (Warren, 2016) (Fig. 3.4b). It is important to note that some spinels in the Iberia margin also display very high Cr# coupled with low TiO 2 content (Abe, 2001;Cornen et al., 1996), which are very similar to the spinels from the Newfoundland margin, a point that will be further discussed in this paper.

Cr# in spinels and coexisting clinopyroxenes (Fig. 3.5) from the Newfoundland margin (Müntener and Manatschal, 2006), and the Iberia margin (own data and Abe, 2001;Hébert et al., 2001;[START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF] show that clinopyroxenes and spinels from Newfoundland have in average a higher Cr# than those from the Iberia margin. Nevertheless, some rare pairs of cpx-sp exhibit also a high Cr# in samples from the Iberia margin (grey dots, Hébert et al., 2001), which is consistent with Fig. 3.4. Abyssal peridotite phases [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF]

in ltrated peridotite abyssal peridotite

Fig. 3-5:

Chapter 3 : Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains (e.g. Müntener et al., 2004).

All previous data have been rearranged in Fig. 3.6 to show the spatial distribution and variability of phase compositions in peridotites from both the Newfoundland and the Iberia margins. Fig. 3.6a and b highlight the TiO 2 and Cr# compositions of all analyzed spinels respectively. The Fig. 3.6c highlights the partial melting calculated from equation of Hellebrand et al., (2001). Some authors (Müntener and Manatschal, 2006) have demonstrated that in close contact with a channelized melt circulation (i.e. gabbroic vein), TiO 2 in spinels is higher than those far from any intrusions. In order to not take into account for these disturbed spinels, we choose a TiO 2 cutoff of 0.2 wt.% to estimate the degree of partial melting in Fig. 3.6c.

Results show that Newfoundland margin has in average a higher Cr# in spinels, and thus undergone a higher degree of partial melting, than those from the Iberia margin. Nevertheless (as already stated in Fig. 3.4) some spinels at ODP Sites 1070, 897 and 1068 still display high Cr# even after removal of those including gabbroic veins. [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF]. Rare-earth elements emphasized by neodymium (Nd N ) display a high content in clinopyroxenes from the Iberia margin whereas it shows depleted Nd compositions in cpx from the Newfoundland margin.

Discussion

5.1

Inheritance within the mantle lithosphere at the Iberia-Newfoundland margins

We have seen that spinels from the Newfoundland margin have in average undergone a stronger partial melting degree than those at the Iberia margin. Nevertheless, some spinels with Cr# as higher as 60% and unrelated to gabbroic veins (i.e. with TiO 2 <0.2 wt.%) have been found at both sides of the future ridge (Fig. 3.6c). These spinels are extremely rare in a ridge context and have not been reported from the most depleted samples from the Mid-Atlantic ridge (Suhr and Paulick, 2004) or from any depleted abyssal peridotite worldwide [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF].

They have been considered by Müntener and Manatschal, (2006) as residual signature from an arc environment. Rocks showing an inherited signature from a high and former partial melting Chapter 3 : Geochemical heterogeneities in exhumed subcontinental mantle domains degree (Fig. 3.4, Fig. 3.5, Fig. 3.6) occur mainly on the Newfoundland margin, but remnants can also be found on the conjugate Iberia margin. The location of this completely depleted mantle can be either explained by the late orogenic delamination of the mantle lithosphere and/ or out of sequence faulting along the Iberia-Newfoundland margin as highlighted by Gillard et al., (2016).

Melting and refertilization modeling

We have seen that mantle phase compositions show differences as well as similarities at both sides of the North Atlantic. The more remarkable difference between the two margins is the high rare-earth element compositions coupled with the variable Na composition in clinopyroxenes (Fig. 3.6). When comparing this situation with what has been observed and interpreted in the Alpine-Apennine ophiolites, we might determine geological processes that can explain the formation of these mantle types.

Proximal parts of the Alpine-Tethys OCTs (Malenco, Upper Platta and Totalp ophiolites) have Na concentration in clinopyroxenes higher than clinopyroxene from the depleted MORB mantle (Workman and Hart, 2005) and almost the same concentrations as clinopyroxenes from the upper primitive mantle (PUM, McDonough and Sun, 1995). These types of mantle rocks, referred to as the inherited mantle by Picazo et al., (2016), are structurally associated with the continental crust and therefore considered to represent the subcontinental mantle sensus stricto.

Alternatively, the abyssal (or oceanic) peridotites are characterized by Na-poor and REEdepleted clinopyroxenes, which are the residues after melt extraction [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF]. Moreover, the main mantle type recorded in the Alpine-Apennine ophiolites is a refertilized mantle, which can be highlighted by interstitial magmatic clinopyroxene with high trace element compositions Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin in equilibrium with MORB [START_REF] Piccardo | [END_REF]Müntener et al., 2010;Picazo et al., 2016).

We further test if such processes suggested for these fossil margins, can be apply on the present-day Newfoundland and Iberia rifted margins. [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF]. Clinopyroxenes from the Newfoundland margin (Müntener and by the present-day abyssal peridotites. This is in good agreement with the very high Cr# in spinel at the NFL margin, which is commonly attributed to an older partial melting event related to the supra-subduction zone (Müntener and Manatschal, 2006). On the conjugate margin, clinopyroxenes from the Iberia margin are very enriched in Nd N and show intermediate Na compositions (Fig. 3.7b). These cpx can be modeled following a starting LREE-depleted source fractional melting from a PUM source. Clinopyroxenes are hence considered to be refertilized in the Galicia margin (Hébert et al., 2001) but not in the Newfoundland margin (Müntener and Manatschal, 2006) and show same Nd N spreading ridges (see compiled data by [START_REF] Warren | Global variations in abyssal peridotite compositions[END_REF]. The refertilizing agent assumed for the Alpine-Apennine ophiolites is considered to be in equilibrium with MORB [START_REF] Piccardo | [END_REF]Müntener et al., 2010) and is in agreement with cpx compositions from gabbroic intrusions drilled at ODP Site 1277 (red crosses, Fig. 3.7b) [START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF].

Conclusions and 'big picture' considerations

At both sides of the future North-Atlantic ridge, mantle cored and dredged over basement Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin margin and the Newfoundland margin as a much sharper upper plate margin. Nirrengarten et al., (2016) showed that the continental wedge at the Newfoundland margin can be explained as an extensional wedge while the conjugate corresponds to a gravitational wedge (Fig. 3.8).

Moreover, the southern North Atlantic has also been shown to rift in a strongly inherited domain and to separate Variscan from pre-Variscan lithosphere (Chenin et al., 2015). Final breakup may have been controlled by the occurrence of a supra-subduction mantle associated with the Bay of Island ophiolite in Newfoundland resulting from the Caledonian orogeny. This ophiolites has been interpreted to be related to an arc that may be at the origin of the high degree partial melting of the hanging wall subducted slab leading to the refractory mantle rocks cored at ODP Site 1277 (Müntener and Manatschal, 2006;Manatschal et al., 2015). Few hundreds of kilometers

3.8d).

Such mantle inheritance is commonly not considered in the study of rifted margins. In most models, lithospheric mantle is generally depicted as a homogeneous layer. The Iberia-Newfoundland conjugate margin is so far the only pair of margins, from which a data set exists to constrain the importance of mantle inheritance. Our petrological and geochemical results on the exhumed mantle could produce a more realistic view embracing the whole tectonic, geochemical and petrological studies driven in the Iberia-Newfoundland magma-poor passive rifted margins. Brueckner et al., 1988;Dupuy et al., 1991;Piccardo et al., 1993) au contact de granulite de la croûte continentale. Ce massif péridotitique est majoritairement constitué de lherzolites à spinelles (+/-amphiboles) mais Brueckner et al., 1988;[START_REF] Nimis | Clinopyroxenes from plagioclase peridotites (Zabargad Island, Red Sea) and comparison between high-and low-pressure mantle clinopyroxenes[END_REF], (iv) les péridotites sont injectés de dykes de gabbros et basaltes de type MORB (Petrini et al., 1988), (v) des failles à faible pendage de type détachement océanique sont visibles sur l'île (Voggenreiter et al., 1988), (vi) les roches dans le manteau (Boudier and Nicolas, 1991). De nombreuses autres études géochimiques ont été entreprises sur ce fragment de lithosphère marquant la transition entre un manteau sous-continental et un manteau océanique appauvri (Hopp et al., 2007;Piccardo et al., 1993;Schmidt et al., 2000;Vannucci et al., 1993). La bonne connaissance de ce site, du fait des nombreuses études, permettrait de la même manière que le cas des ophiolites alpines, de reconnaitre une éventuelle implication du manteau sous-continental dans la source des basaltes tholéiitiques , 2006). Ce modèle nous montre serpentinisation, mais bien de la stabilité des silicate de calcium (diopside et grenat) sous une faible activité de la silice imposée par la serpentinisation proche. Ce modèle est en accord avec les travaux récents de (Frost and Beard, 2007;Frost et al., 2008). AM61-1-2 AM61-1-3 AM61-1-4 AM61-1-5 AM61-1-6 AM61-1-7 AM61-4-1 AM61-4-2 AM61-4-3 AM61-4-4 AM61-5-1 AM61-5-3 AM61-8-1 AM24-11 AM24-13 AM24-3 AM24-6 AM77-10-1 AM77-10-2 AM77-10-3 AM77-10-4 AM77-3-1 AM77-3-2 AM77-3-3 AM77-4-1 AM77-4-2 AM77-4-3 AM77-4-4 AM77 AM65-6-3 AM65-8-1 AM65-1-1 AM65-6-1 AM45-13-1 AM45-13-2 AM45-13-3 AM45-17-1 AM45-17-2 AM45-4-1 AM45-4-2 AM45-4-3

Les forages

Annexe -I.4:

Annexe -2.4:

2 2 2 1 2 1 2 ODP0103- 0637A-027R-1, 17-21cm LITHOLOGY SAMPLE ID AM17-T3 AM8-T7 AM8-T8 AM65-11-1 AM65-12-1 AM65-13-1 AM65-2-1 AM65-3-1 AM61-6-

  Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma

  11 B) associated with mineral paragenesis, have estimated the temperature of the rodingite formation. Temperature ranges between ~ 190°C

  Faucheux pour l'ensemble de son oeuvre. Rodolphe Lescoutre. Non JL n'est pas d'extrême gauche mais tu es pardonné ! Jeanne Mercier, tu resteras une amie d'exception avec qui on pouvait parler de tout, ça me plaisait beaucoup nos interminables débats au Local (d'ailleurs merci aux gérants de ce bar) autour d'une Mercière. Sonia Brahimi, grâce à toi j'ai encore plus envie de faire un tour dans le Hoggar ou à Tizi Ouzou ! Paul Calou je te remercie pour m'avoir fait découvrir J-M J. mais n'oublie pas que c'est Ellul et Illich qui restent les maîtres. Je remercie également la bande des géochimistes Eric Lascar, Mylène Mombru, Coralie Ranchoux, Arnaud Bouissonnie et Justine Négrel. Vous m'avez tous bien aidé à me dépatouiller lors de mes manips en salle blanche et m'avez appris en quelque sorte les rudiments de la géochimie. Shahin Ghahramani, , je suis vraiment très heureux de t'avoir rencontré et que tu ais laissé rentrer un peu de culture perse dans le labo. Coralie Aichholzer, je veux te remercier pour ta capacité incroyable à diriger une équipe ! Je pense tout particulièrement à Digne où on aura bien rigolé avec Quentin Boesch, les étudiants de licence et les ingés ! Pour Simon Tomasi et Paul Bernard, les derniers venus de la bande. Je ne peux que vous souhaiter bon courage pour la suite et que votre thèse vous laisse d'aussi bons souvenirs que la mienne ! En parlant des étudiants, je vais évoquer les licences et masters qui m'ont tout particulièrement aidé et qui ont donc contribué au succès de cette thèse. Jean Zielinski, je crois que tu as été l'étudiant de licence le plus persévérant que je connaisse. Merci notamment pour le tri assidu des minéraux à la main et les nombreuses séances de sciage-broyage des échantillons ! Thibaut Wiedemann, je veux te remercier ici pour l'aide concernant l'acquisition des isotopes radiogéniques durant ton M2. Je tiens également à te remercier, Nicolas Mattioni, pour le Théobald Guffon pour le sciage des échantillons et Flora Hochscheid pour la séparation des minéraux dans les serpentines lors de vos années de licence et master.

  rupture continentale. Nous nous intéresserons dans ce travail aux mécanismes de l'océanisation, qui mènent à la création d'un nouveau domaine océanique. marges continentales dites passives, entre la croûte continentale et la croûte océanique, comme étant abrupte et nette, passant d'une composante majoritairement granitique à un empilement de gabbro et de basaltes. C'est la découverte de péridotites serpentinisées dans les années 1980 sur la marge passive de l'Ibérie qui a remis en cause cette représentation(Boillot et al., 1980). La transition océan-continent montre en réalité un poly-phasage complexe, avec une interdépendance des processus tectoniques (Péron-Pinvidic andManatschal, 2009) et magmatiques(Jagoutz et al., 2007), et un rôle considérable de l'activité hydrothermale (Baker et la compréhension de ces processus, il n'en demeure pas moins que de nombreuses questions restent en suspens, tant du point de vue du magmatisme, que de celui du métasomatisme opérant au niveau de la transition entre la croûte continentale et la croûte océanique. Quel est l'origine du magmatisme dans la transition continent-océan ? Les magmas proviennent-ils de la fusion du manteau asthénosphérique ? Y a-t-il une contribution du manteau sous-continental ? Quelle est la nature du manteau sous-continental ? Comment les magmas interagissent-ils avec les structures tectoniques ? Quelle est la part de l'hydrothermalisme et du métasomatisme dans l'évolution de ces magmas ? Comprendre ces processus est un point crucial dans la compréhension globale des mécanismes d'océanisation.Trois thématiques distinctes structurent cette thèse de la façon suivante : Le premier chapitre sur les roches magmatiques mises en place dans la transition océan-continent, notamment dans les domaines de manteau exhumé, et tente de contraindre la Le deuxième chapitre traite de l'origine géochimique du magmatisme dans la transition océan-continent en cherchant à déterminer si les premiers basaltes créés Introduction roches du manteau, de roches magmatiques dans le manteau exhumé et de roches volcaniques qui recouvrent la surface d'exhumation. Indépendamment de ces deux sites d'études, j'ai également eu l'occasion d'embarquer pour une campagne océanographique au large de la Nouvelle-Calédonie. Ce sujet sera traité à part dans l'annexe I.1. a) Les marges actuelles Ibérie/Terre-Neuve Les marges situées au large de l'Ibérie et de Terre-Neuve sont des marges passives dites pauvres en magma (Fig. I.1). Même si la quantité de roches magmatiques n'y est pas bien contrainte, on considère généralement, qu'à la différence des marges passives dites volcaniques (e.g. Planke et al., 2000), elle sont caractérisées par un faible apport magmatique et par de larges domaines de manteau exhumé. Jusqu'à l'été 2017 et les forages IODP en mer de Chine, ce système de marges était l'unique exemple de marges conjuguées avec des forages non-industriels atteignant le socle, et permettant ainsi d'étudier des roches faisant partie de la transition entre la croûte continentale et la croûte océanique.

Fig

  Fig. I.1:

Fig. I. 2 :

 2 Fig. I.2:

Fig

  Fig. I.3:

  de la Téthys alpine (Liguro-Piemontais et Valais) s'est initiée vers le Crétacé supérieur, entraînant la collision entre les marges européenne et adriatique à l'Eocène-Oligocène (e.g. Schmid et al., 1996). Les nappes de la Platta et de Tasna (Fig. I.4), objets d'étude de cette thèse, sont considérées comme étant des fragments des marges de l'océan jurassique de la Téthys alpine. Ces fragments fossilisés se sont retrouvés au coeur de la chaîne des Alpes s.l. après la collision entre la plaque européenne et la plaque adriatique (Fig. I.4a et b). Ces différents fragments peuvent être replacés dans leur contexte paléogéographique au Jurassique supérieur, au moment où l'ouverture océanique était proche de son paroxysme (Fig. I.4c). Il y a de grandes similarités du point de vue lithologique et structural entre les marges actuelles pauvres en magma, comme la marge ibérique, et les marges fossiles pauvres en magma, proximal, le domaine d'étranglement, le domaine hyper aminci, la transition océan-continent et le domaine sub-océanique (Fig. I.5).

Fig

  Fig. I.4:

  Fig. I.5:

  Fig. I.4, ont été sujets à un métamorphisme de moyenne à haute pression lors de l'épisode de subduction contemporain de la collision alpine. Néanmoins, dans les Alpes centrales, et tout particulièrement pour les nappes de la Platta et de Tasna, les anciennes marges fossiles de la Téthys alpine n'ont subi qu'un faible métamorphisme alpin. Ces sites en font donc un lieu de choix pour l'étude des transitions océan-continent pauvres en magma. La Fig. I.6 replace sur une frise chronologique les trois grands thèmes développés dans cette thèse.

Fig

  Fig. I.6:

I

  .8b). Durant la phase d'exhumation, le cisaillement simple permet d'exhumer des fragments de manteau supérieur sous-continentaux par le jeu de failles de détachements. Ces roches étroite qui sera la proto-ride puis la ride océanique s.s. (Fig. I.8d).

Fig

  Fig. I.8:

Fig

  Fig. I.9a, une croûte magmatique d'épaisseur normale existe, soit des deux côtés de la dorsale (comme c'est le cas pour certaines dorsales plus rapides), soit d'un seul côté de la dorsale avec en face une surface dite corruguée correspondant à une ancienne faille de détachement (le cas des oceanic core complex ou OCC). Le troisième cas est celui d'un fond océanique lisse

  s'inscrivant dans une plus grande structure encore non visible par les techniques de géophysique actuelles. La Fig. I.9 présente quelques exemples de représentation schématique des OCC actifs (Fig. I.9c) et des OCC fossiles comme celui du Chenaillet (Fig. I.9d).

Fig

  Fig. I.9:

Fig

  Fig. I.10:

  Fig. I.11:

  Dans le contexte des marges passives comme celle d'Ibérie, le polymorphe de la serpentine est à 90% de la lizardite. La serpentinisation y est intense et se manifeste sous forme pervasive par le métasomatisme des olivines en lizardite (Fig. I.12 a, b), ou encore des pyroxènes en bastite (Fig. I.12 c, d) et sous forme de veines de chrysotile recoupant la texture en maille (mesh) des lizardite préalablement formés (Fig. I.12 b, e, f). Les magnétites se créent typiquement au pourtour des veines de chrysotiles (Fig. I.12 f) mais également de manière discrète dans le mesh de la lizardite. Le talc et l'antigorite semblent être absents dans les forages ayant atteint le manteau (Agrinier et al., 1996). Un premier épisode hydrothermal de haute température (500 à 350°C) a produit quelques rares trémolites et chlorites au pourtour des pyroxènes et spinelles et à proximité de zones de cisaillements. Les isotopes de l'oxygène sur le couple magnétite-serpentine ont quant à eux montré que la serpentinisation s'est déroulée de 120 à 200°C (Agrinier

( 1998 )

 1998 ont montré, grâce aux isotopes du soufre, que les températures de serpentinisation sont cohérentes (120-200°C) avec celles énumérées précédemment. De récentes études entreprises par Klein et al., (2015) ont mis en évidence que le forage 897D du leg 149 au large de l'Ibérie peut être considéré comme un analogue du site hydrothermal de Lost-City à l'axe de la dorsale médio océanique. L'assemblage minéralogique brucite-calcite présent à 60 m sous le plancher Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma hydrothermal réducteur dans cette zone tampon à environ 30°C.

Fig

  Fig. I.12:

  Ophiolites in the Alps are parts of the vanished late Middle Jurassic Alpine-Tethys ocean. Fragments of the Tethyan oceanic lithosphere are nowadays exposed in the Alpine-Apennine suture zone, consequently to the closure of the ocean starting at Cretaceous age and the further collision between the Apulia and the European plates near Oligocene (e.g. Schmid et al., 2004). Numerous recent studies have shown that these ophiolites correspond to OCTs since they display many characteristics such as (i) the existence of pre-rift contacts between subcontinental mantle and continental crust, (ii) the association of top-basement detachment faults with continent-derived blocks (i.e. extensional allochthons), (iii) a tectono-sedimentary breccia sequence overlying the subcontinental mantle, (iv) a post-rift sedimentary cover that are observed in present-day passive margins (Decarlis et al., 2015; Desmurs et al., 2001; Manatschal exposed in the Alpine-Apennine domain belonged to the Piemont-Liguria ocean (Fig. 1.1A and

Fig

  Fig. 1-1:

  overlie mantle rocks, gabbros and all tectonic breccia. In addition, individual dolerite dykes can be observed, crosscutting mantle peridotites and locally gabbroic rocks, showing chilled margins against the country rocks (Desmurs, 2002; Dietrich, 1969). Volume of basalts increases westward in the Platta Nappe (Fig. 1.1C) and change from T-MORB (upper Platta unit) to N-MORB (lower Platta unit; Desmurs et al.

Fig. 1 .

 1 Fig. 1.1C. Fine-to-mid grained rodingite dikes are exclusively observed in the Lower Platta unit.No equivalence has been found in the Upper Platta unit so far. Rodingites are more frequent

  Rodingite dikes are pale yellow to pale brown in color and have a lenticular, sigmoidal or boudin shape, following the same surrounding foliation expressed in serpentine (Fig. 1.2C). At the crest south-east of Leg Colomban, one decameter-scale dike crosscuts both mantle the surrounding serpentinites (Fig. 1.2 B, D, F, H). The size of blackwalls are plurimillimetric to decametric depending on the size of the magmatic intrusions. Contacts between the magmatic intrusions and their blackwalls are sharp, the transition between blackwalls and the surrounding serpentinites being more pervasive (Fig. 1.2 B).

Fig. 1- 2 :

 2 Fig. 1-2:

  Microscopic observations show that rodingites consist of Ca-rich mineral assemblages including garnet, vesuvianite and diopside (Fig. 1.3 and Fig. 1.7). Pyrite, chalcopyrite and zircons are present as accessory minerals. Primary rock textures remain relatively preserved despite of intense rodingitization: porphyritic texture for basalt protolith (Fig. 1.3A) and subophitic to blasto-subophitic textures for dolerite protolith (Fig. 1.3B). Primary phenocrysts of plagioclase (Fig. 1.8), garnets are mainly grossular (main peaks in Raman spectra at 375, 825 and 880 cm -1 -1 at low wavelengths, 3579, 3605, and 3671 cm -1 at high wavelengths; Fig. 1.8). Similar results have been obtained during EMPA measurements (Fig. 1.4). Clinopyroxene is diopside and mainly occurs as porphyroblasts. It is intimately associated with µm-size vesuvianite (Fig. 1.3B), the latter growing at the expense of the former (Fig. 1.3B). Veins of vesuvianite-clinochloregrossular assemblage crosscutting the groundmass made of a grossular-diopside assemblage are frequently observed (Fig. 1.3C). A second stage of diopside forms large prismatic and elongated minerals which generally grow at the depend of a garnet-rich matrix (Fig. 1.3D). Chlorite is

Chapter 1 :FigFig

 1 Fig. 1-3:

Fig

  Fig. 1-9:

Fig

  Fig. 1-10:

  Fig. 1-12:Figure 6 : Primitive mantle normalized trace element spectra (left colomn) and chondrite normalized REE spectra

  maps (Fig. 1.9) show that the chlorite-rich blackwall has grown at the expense of surrounding mantle rocks and not from the magmatic protolith. The close association of both serpentine and chlorite-group minerals in these phase maps argues also in favor of the contemporaneous growth between these both highly-hydrated phyllosilicate phases. The intermixing of Al-rich clinochlore and Al-poor lizardite forming blackwalls and the creation of polygonal serpentine at the contact between blackwalls and serpentine(Fig. 1.3, Fig. 1.8) highlight (among other major elements) the mobility of aluminium in these environments.

Figure 8 :

 8 Figure 8: Sr-Nd and B isotope values of bulk-rock samples of this work related to

Fig

  Fig. 1-14:

Chapter 1 :

 1 Magmatism and metasomatism leading to rodingitization during exhumation of the subcontinental mantle the isotope equilibrium constant provided by (Liu and Tossell, 2005) determined for B(OH) 3 and B(OH) 4 -species in seawater and BO 4 in phyllosilicates. The three equations for isotope fractionation constants are: For fractionation between B(OH) 3 and B(OH) 4 -species in seawater. For fractionation between B(OH) 3 in seawater and BO 4 in phyllosilicates. For fractionation between B(OH) 4 -in seawater and BO 4 in phyllosilicates. Following the derivation and calculations of Boschi et al., (2008), coupled with the three fractionation relationships given above, 11 B can be predicted during the creation of hydrated phyllosilicate (i.e. chlorite) while the ongoing rodingitization occurred, for any given pH and temperature (Fig. 1.15A).

Fig

  Fig. 1-15:

Fig. 1 .

 1 Fig. 1.16

Fig

  Fig. 1-16:

  2005), corresponds to a more distal part of the OCT (Fig.2.3b). magmatic rocks and basaltic intrusionsExtrusive basaltic rocks exposed in the Platta and Tasna nappes (see Appendix 2.2 for that can reach up to 300 m thickness (Fig.2.3a-b). Basalts lie on exhumed mantle and are covered by Jurassic syn-rift radiolarian cherts (Fig.2.3c). Basalts are only affected by low-grade alteration, mainly characterized by the pseudomorph of primary plagioclase to albite. Basalts by carbonates. Pillow basalts display intersertal to spherulithic textures and contain plagioclase probably derive from the dislocation of former volcanic deposits. The absolute age of these basaltic extrusions remains unknown. However, a Jurassic age (167-161 Ma) is admitted based on the dating of synchronous deposition of radiolarian cherts(Bill et al., 2001).

Fig. 2- 1 :

 1 Fig. 2-1:

  Fig. 2-4:

  Fig. 2-5:

  Fig. 2-6: A) (La/Sm) N vs. (Sm/Yb) N

  Geochemical evolution of basalts related to incipient oceanization is enhanced by a decompression melting regime during incipient stages of rifting (Fig.2.7a).

  and different ages have been suggested: Whitmarsh and Miles, (1995): 130Ma; Wilson et al., (2001): 138Ma; Tucholke and Sibuet, (2007): 112Ma; Péron-Pinvidic et al., (2007), Jagoutz et al., (2007) and Bronner et al., (2011): 112Ma. Major crustal thinning in the central segment has been interpreted to occur earlier, i.e. during Tithonian time and breakup is generally interpreted to have occurred at the Aptian/Albian boundary at 112Ma (Mohn et al., 2015).

  Fig. 3-1:

  Fig. 3-2:

Fig

  Fig. ??: a) Channelized plagioclase-bearing magmatic vein crosscutting serpentinized

  3.4b). Spinels characterized by a high TiO 2 >0.3 wt.% are mainly found close to gabbroic veins. Spinels from Iberia margin show similar TiO 2 content than spinels from

  are aligned along a covariation trend whereas samples from the Iberia margin (this study and literature) offset concerning samples from the Iberia margin is caused by the partial re-equilibration in the

  Fig. 3.6d-e highlights the Na 2 O wt.% and the Nd N respectively composition of clinopyroxenes (normalized to chondrite, Anders and Grevesse, 1989). Na 2 O in clinopyroxenes decreases from proximal parts of the oceancontinent transition towards the future ridge, reaching an intermediate composition at ODP Site 1070. Clinopyroxene in samples from Newfoundland shows very depleted Na 2 O wt.% very similar to abyssal peridotite compositions

Fig

  Fig. 3-6:

Fig. 3 .

 3 7a and b show the Nd N versus Na 2 O wt. % of clinopyroxenes analyzed in the Newfoundland and Iberia margins, only ascribed to lherzolite or harzburgite (not pyroxenites layers or dunite) to avoid any particular melt-rock behavior of these cpx by the same processes considered for the Alpine-Apennine ophiolites. The source for cpx is the primitive upper mantle (PUM,McDonough and Sun, 1995) and following parameters considered in caption of Fig.3.7, some clinopyroxenes (i.e. mainly those from the Galicia Bank spinel lherzolite,[START_REF] Chazot | Müntener and Manatschal[END_REF] can be attributed to be primary cpx inherited from the PUM, having little or not undergone partial melting degree in the spinel and/or garnet subcontinental mantle domain. Partial melting of the PUM source will transform these fertile cpx into depleted ones. These newly formed cpx, depleted in incompatible elements such as Na and Nd are generally attributed to be part of the oceanic (or abyssal) lithosphere (i.e. little blue dots in Fig.3.7a,

  3.7b). It is also noticeable that the Iberia peridotites display both characters for subcontinental fertile inherited mantle (intermediate Nd N , high Na 2 O, Fig. 3.7a) and subcontinental refertilized mantle (high Nd N , low Na 2 O, Fig.

  Fig. 3-7:

  south of Iberia margin, xenoliths from the Dragon Seamounts (Tore-Madeira Rise,Merle et al., 2012) exhibit occurrences of supra-subduction zone mantle, which is consistent with previous information highlighted from the conjugate margin. All these observations are supporting the idea that the mantle lithosphere underlying the distal Iberia and Newfoundland margins was very heterogeneous. Fig.3.8 shows the classical rift evolution described from previous structural studies related to the crustal architecture(Sutra et al. 2013), in which we added our observations on the mantle from this study. Fig.3.8a is a schematic representation of post-Caledonian orogeny highlighting the heterogeneities in continental crust and in subcontinental lithospheric mantle. Fig.3.8b shows the melt percolation and refertilization of the inherited as well as the depleted subcontinental mantle. Gabbros and basalts are created while the main detachment fault is active (Fig.3.8c). Melts can reach shallower level via channels and dikes active at this point delaminating the depleted subcontinental mantle in both sides of the margin and the refertilized part in the Iberia margin only. Asthenosphere evolved towards a focus apex (thick black arrows, Fig.3.8c)(Brune et al., 2014) leading to the lithospheric breakup (Fig.

  Fig. 3-8:

  constitue un des rares endroits sur Terre où la transition entre un rifting continental et un bassin océanique peut être observée de nos jours (Fig. III.2). Ce jeune océan a commencé son ouverture il y a 45Ma lors du rifting continental entre les plaques Arabique et Africaine (e.g. Augustin et al., 2016). L'ile de Zabargad située sur la marge égyptienne est constituée d'un fragment de manteau sous-continental (

Fig. III- 1 :

 1 Fig. III-1:

»

  Fig. III-2:

  Fig. Annexe I.4., du point invariant de l'assemblage serpentine-brucite-diopside (étoile rouge) jusqu'au point invariant de l'assemblage trémolite-albite-clinozoisite-quartz présent dans les gabbros (étoile verte). Lors de ce trajet réactionnel, de la rodingite pourra être formée (diopside-

Hamish Campbell, Patricia Durance, Samuel Etienne, Charline Guérin, Nina Jordan, Caroline Juan, Mathieu Mengin, Mathilde Pitel, Clément Roussel and Fanny Soetaert

  formidable et multi-nationale. J'ai vraiment passé un mois fantastique avec vous (malgré les Durant ces trois années passées à Strasbourg, j'ai également pu faire la rencontre de pas mal de personnes en dehors du monde de la géologie. Vous avez tous de près ou de loin façonné mon caractère et ainsi en quelque sorte contribué à cette thèse. Je pense tout particulièrement à mes anciens colocs que sont Anastasia Karakostas, Lauriane Ernst et Domitille Michau avec qui nous avons passé d'agréables moments en compagnie d'Ebola. cesse si tout allait bien pour moi et surtout ce que je faisais avec tous mes cailloux.

	Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma Avant-propos
	L'océan global compose actuellement 70.8 % de la surface du globe. En 2016, seuls
	10 % des fonds marins, ayant une bathymétrie supérieure à 200 m, avaient fait l'objet d'une
	exploration. Ces chiffres attestent de la toute relative connaissance de notre planète et de ses
	océans.
	Les fonds sous-marins ont, depuis l'origine de l'humanité, suscité craintes et peurs.
	Nick Mortimer Arnaud Agranier, Cela était dû principalement à la vie sous-marine qui s'y développe ainsi qu'aux activités et Martin Patriat volcaniques et tectoniques pouvant générer des explosions violentes, des tsunamis ou des Claire Bassoullet, Toutes les personnes mentionnées dans ces remerciements m'ont ainsi soutenu, aidé, séismes destructeurs. Pour preuve, les cataclysmes de Sodome et Gomorrhe ou de Santorin ont manière contribué à ce que je puisse faire ta rencontre, Marie Geffard. L'histoire ne fait donc que commencer ! façonné bon nombre de mythes et de croyances.
	AVANT-PROPOS

. Je ne voudrais pas oublier dans ces remerciements Laura Ceyrac et Thomas Auger pour nous avoir permis de voir de nombreux mammifères marins lors de notre voyage, ainsi que l'ensemble des membres à bord de Génavir et de l'Ifremer, depuis les cuistos jusqu'aux matelots. Il m'a été également possible de faire partie de la Summer School intitulée « Ocean crust » qui s'est tenue à Brême. Je voudrais remercier les organisateurs et les membres invités qui se sont prêtés au jeu et qui nous ont permis d'apprendre énormément de choses en peu de temps. Merci donc à Wolfgang Bach, Benoit Ildefonse, Marguerite Godard et Gretchen Früh-Green entre autres, ainsi qu'à Alex Wülbers de MARUM pour l'accès aux échantillons d'ODP stockés dans leur carothèque durant ma thèse. Je n'oublie pas non plus mes anciens professeurs côtoyés durant mon cursus scolaire et qui ont ainsi manifestement réussi à me transmettre leur passion pour la géologie. Je commence donc par ma première formation de BTS à l'ENSG de Nancy en remerciant notamment Bruno Gérardin. Mes études m'ont ensuite amené à l'université de Montpellier où j'ai effectué un master Géologie des Réservoirs. C'est à ce moment-là que j'ai pu faire entre autres la connaissance d'Alain Chauvet et de Michel Lopez. Je vous remercie pour ces deux aurifères des Cévennes. J'ai ensuite repris la direction du nord et passé une année au sein du BRGM et plus particulièrement à l'ENAG. J'y ai rencontré Johann Tuduri et Dominique Guyonnet qui s'acharnaient chaque jour à rendre notre scolarité la plus agréable possible. Bien sûr, durant ces six années d'études j'ai fait la connaissance de nombreux camarades. Je pense à vous tous, les amis ! Qu'y a-t-il donc sous cette étendue d'eau salée qui forme les océans ? Les premiers site de mouillage pour leur ancre, ils devaient connaître la nature rocheuse, sablonneuse ou intéressent. Un câble télégraphique reliant la Sardaigne à l'Algérie fut remonté pour travaux. Les ouvriers découvrirent que des coraux s'étaient accrochés au câble qui pourtant, était situé à plus de 1500 m de profondeur. La vie pouvait donc se développer dans les abysses, sans lumière. Les campagnes du HMS Challenger de 1872 à 1876 (Dittmar, 1884) permirent de faire une première carte lithologique des dépôts sédimentaires des fonds océaniques (Thomson et al., 1889), et de révéler l'existence d'une chaîne de montagne au milieu de l'Atlantique Nord. Elles ont également permis de découvrir les nodules polymétalliques couvrant les plaines abyssales. La course à la découverte était lancée ! En 1897, le prince Albert de Monaco réussit un dragage au large de Madère à une profondeur de 5580 m. Les dragages se succédèrent et l'on découvrit la nature dualiste de la croûte océanique, composée de gabbros et de basaltes, différant ainsi de celle de la croûte continentale. Il restait alors à élucider où cette transition s'opérait ? Au début du XX ème siècle, les travaux du géographe français Antonio Snider-Pellegrini (Snider, 1858) et ceux de Bursley Taylor

Tugend et al., 2015

  Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma La zone d'étranglement (necking zone) correspond à la zone où la croûte continentale commence à se biseauter pour passer d'une épaisseur de 30 à 10 km de manière brutale (Péron-Neuve(Van Avendonk et al., 2009). Cette zone est limitée vers l'océan par le point de couplage (coupling point). Au-delà de ce point de couplage on passe d'un domaine structuralement découplé à un domaine couplé entre la croûte et le manteau. La déformation fragile dans la zone hyper-amincie affecte non seulement la croûte mais aussi le manteau. La plupart des grandes failles pénètrent jusque dans le manteau fragilisé lors des phases antérieures de déformations et conduisent également à sa serpentinisation(Bayrakci et al., 2016).

La zone de manteau exhumé correspond à la transition océan-continent proprement dite (Ocean-Continent Transition, OCT) entre l'extrémité de la croûte continentale hyper amincie et la croûte océanique stricto-sensus. Cette zone inclut des blocs allochtones continentaux qui sont des morceaux de croûte continentale mis en place sur un manteau serpentinisé exhumé par l'intermédiaire de failles de détachements (e.g.

Peron-Pinvidic and Manatschal, 2010)

. Dans la marge ibérique, un bloc allochtone de 20 km de largeur sur 2 km d'épaisseur fut foré lors de la campagne 173 d'ODP site 1069

after Schmid et al. 1996 External part Dauphiné and Helvetics nappes Internal part Penninic nappe External part Southern Alps, Upper and Lower Austroalpine nappes

						European proximal margin
						Dauphiné and Helvetics nappes
						European distal margin
						(Sub-Penninic nappes)
						Sediments (Flysch and Bündnerschiefer)
						and ophiolites of Valais domain
						Briançonnais domain
	OCT,	Piemonte-Liguria	domain		Sediments (Flysch and Schistes Lustrés) and ophiolites of the Piedmont-Liguria domain
	Adriatic	margin		(Southern Alps, Upper Austroalpine nappes) Adriatic proximal margin Adriatic distal margin (Southern Alps, Lower Austroalpine nappes) Units of the distal margin of uncertain paleogeographic position
																							after Mohn et al. 2010, after Schmid et al. 2004 and Molli 2008
							European proximal		Distal domains		Adriatic Proximal Margin
										margin
				A																		B
				260		250		240	230	220	210				180	170	160					+	110	100	90	80	70	60
																							km
				0 km	OMM USM USM	UMM USM	OMM USM USM	USM	UMM					L				NB					+	C	C C	LM	C	PG	LM	PG	LM	MM	PG	PL	PL	PG LM MM 0
										UMM
										UMM
																						C	10
				10									6.0
					6.2	6.2 European Proximal									6.2	20
				20					SAE-JAU	Margin	LB-ES		6.2					Y	6.6 LB-LL		LB-VE	SUDALP 77	Y	B
																		?					30
				30						6.2													B
																							6.5
																							B
						8.2		SAE-JAU							LB-PU	Y			LB-LL			Y	SUDALP 77	40
				40		260		240	230	220		200	190	6.5	180	170	160	?	150	140 4	130	120	110	100	90	80	70	60
																							8.0
												LB-ES										LB-VE
				50											8.3	Y						LB-LL	50
																							60
				60
																					8.3
																							after Mohn et al. 2010,

Necking zone Necking zone AL PI NE TETHY S " OC EAN" ? ? ? ? A B

	European margin	Valais domain	Briançonnais domain	Piemonte-Liguria domain	Adriatic margin
	Dauphiné/	Lower Penninic nappes and part of	Lower Penninic Bündnerschiefer	Middle Penninic nappes	Upper Penninic Schistes Lustrés	Lower	Middle	Upper
	Helvetic nappes	Ultrahelvetic nappes	flysch and ophiolites	(Briançonnais units)		flysch and ophiolites	Austroalpine nappes
	European proximal margin	European distal margin	Valais dom.	Briançonnais domain	Piemonte-Liguria domain	Adriatic distal margin	Necking zone	Adriatic proximal margin
							PLATTA	ERR	BERNINA	CAMPO-GROSINA
							low.	up.
									10 km
									20 km
									30 km
	Post-rift	Early syn-rift		Upper crust	Pre-rift gabbros	Asthenospheric mantle
	Late syn-rift Middle Jurassic Upper Jurassic-Lower Cretaceous	Triassic Pre-rift Lower Jurassic	Lower crust Middle crust	subcontinental mantle Lower infiltrated Upper subcontinental mantle	Periadriatic intrusions
		younger faulting systems			I.L : Insubric line	P.F : Penninic Front
	stretching faults	thinning faults	exhumation faults

Le manteau sous-continental hérité

	Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma
	est fertile (il contient une assez forte proportion de clinopyroxènes) et présente des veines de
	pyroxénites décimétriques à spinelles et à grenats (Müntener et al., 2010). Ce manteau montre
	des températures d'équilibre situées entre 850 et 950°C compatibles avec le champ de stabilité
	des spinelles, et prouvant que ce manteau a subi un équilibre thermique et un refroidissement
	lent lorsqu'il était situé sous la croûte continentale inférieure.
	Le faciès à grenats, marquant le champ de stabilité des grenats situés plus en
	profondeur, n'a pas été préservé dans ce type de manteau à la différence des péridotites dites
	orogéniques (e.g. Bodinier and Godard, 2014) car les péridotites se sont équilibrées dans le
	champ à spinelles. Ce manteau s'est donc formé initialement en profondeur (les veines de
	pyroxénites à grenat le montrent) puis s'est équilibré dans le champ à spinelles (démontré
	par l'assemblage minéralogique orthopyroxène + spinelle). Ce manteau localisé notamment
	à Malenco, Totalp, Platta supérieur et Tasna (Müntener et al., 2000; Müntener et al., 2004)
	montre des clinopyroxènes fertiles avec des taux élevés de Na 2 O (1.4-2%) et des taux élevés
	de Al 2 O 3 (5-9%). Les spinelles sont caractérisés par des faibles Cr#, des faibles taux de TiO 2
	et des Mg# élevés (Picazo et al., 2016). Ces caractéristiques minéralogiques prouvent que ce
	manteau ne peut pas avoir subi de fusion partielle antérieure. Les nombreuses données relatives
	aux systèmes isotopiques Re-Os, Sm-Nd, Rb-Sr indiquent que ce manteau a pu enregistrer des
	évènements magmatiques liés aux orogénèses antérieures (Bodinier
	Picazo et al., 2016
	les roches doivent (i) être héritées, c'est-à-dire présenter des aspects géochimiques antérieurs
	à la dernière phase de rifting, (ii) montrer une certaine hétérogénéité lithologique à l'échelle
	pyroxénite à spinelle-grenat ou à phlogopite-hornblende (e.g. Bodinier and Godard, 2014), (iii)
	et être situées à proximité ou au contact de la croûte continentale inférieure. Ce type de manteau

Introduction Le manteau lithosphérique sous-continental refertilisé

	Le manteau refertilisé (type 2 de la Fig. I.10) est également un manteau sous-continental
	mais qui se distingue du précédent par sa localisation plus distale. Piccardo, (2008) le nomme le
	« more internal oceanic domain » ou MIO. La caractéristique pétrologique de ce type de manteau
	est la présence de plagioclases pouvant atteindre localement une composition modale de 10%
	comme dans les Ligurides Externes
	I.10) n'est que très rarement visible dans les
	ophiolites alpines mais néanmoins caractérisé à Civrari (McCarthy and Müntener, 2015), dans
	la nappe de la Platta inférieure (Müntener et al., 2004) et dans les Ligurides Internes (Rampone
	et al., 1996). Les clinopyroxenes montrent des taux d'appauvrissement comparables à ceux des
	clinopyroxènes des péridotites abyssales (i.e. Na 2 O<0.1 wt.% and TiO 2 =0.1 wt.% (Picazo et al.,
	2016)), mais ont des rapports isotopiques très différents, corrélés avec une fusion partielle d'âge
	permien (273 ± 24 Ma, 294±16 Ma et 275 ± 18 Ma pour Civrari, Platta et les Ligurides Internes
	respectivement). Les gabbros sous-plaqués au contact de la croûte continentale inférieure qui
	sont d'âges similaires (e.g. Petri et al., 2017) seraient dus à cet épisode de fusion partielle
	permienne initiée par le collapse orogénique post-hercynien. Ces péridotites, bien qu'ayant subi
	un important taux de fusion partielle (jusqu'à 16%, McCarthy and Müntener, 2015), ne peuvent
	donc pas être associées à l'ouverture océanique de la Téthys alpine. Ils relèvent d'un héritage
	ancien et ont pu localement subir une refertilisation par des magmas contemporains du rifting
	jurassique (i.e. Platta inférieure, (Müntener et al., 2004).

2 SiO 4 + 5Mg 2 SiO 4 + 9H 2 O => 3Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4 + Mg(OH) 2 + 2Fe(OH) 2 fayalite

faible, et fortement magnétique du fait de la présence de Fe(III). La réaction de serpentinisation est exothermique et semble être la principale source de chaleur sur certains sites hydrothermaux (Saldanha, Lost-City). La serpentinisation libère également des gaz tels que CH 4 et H 2 . La serpentinisation est un processus faisant intervenir de nombreuses réactions chimiques dont voici les plus courantes: Fe + forstérite + eau => serpentine + brucite + hydroxyde de fer La fayalite et la forstérite représentent les composés riches en fer et en magnésium de l'olivine.

Mg 2 SiO 4 + MgSiO 3 + 2H 2 O => Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4 forstérite

  Le groupe des serpentines partage approximativement la même formule générale Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4 . Ses représentants minéralogiques sont formés d'une structure tri-octaédrique, composée de feuillets octaédriques Mg-(O,OH) combinant un atome d'oxygène avec l'apex d'un feuillet tétraédrique Si-O. Cet agencement des feuillets octaédriques et tétraédriques aboutit à un décalage dans la structure atomique du réseau, ce qui produit les trois polymorphes de la serpentine, à savoir la lizardite, le chrysotile et l'antigorite. La lizardite a une morphologie en plaquettes, très mal cristallisée. Elle peut également présenter une structure polygonale ou polyhédrale selon l'agencement des feuillets. Les feuillets de la chrysotile sont courbés pour donner des nano-tubes. L'antigorite quant à elle, forme des particules bien cristallisées pouvant être localement enroulées pour donner des superstructures (Auzende

+ pyroxène + eau => serpentine

Le fer réduit de la fayalite (réaction 1) va pouvoir être oxydé pour former de la magnétite par la réduction de l'eau (H 2 O) en hydrogène (H). 3Fe(OH) 2 => Fe 3 O 4 + 2H 2 O + H 2 hydroxyde de fer => magnétite + eau + hydrogène Introduction

Table 1 -1:

 1

  Boron concentrations and isotopes were measured at LHyGeS, Strasbourg on a Thermo et al.,(2012). 50mg of powdered sample are mixed with 250mg of analytical grade K 2 CO 3 in a

°C for 40min. After cooling, the a two steps chemical procedure including the cation exchange resin Biorade AG50WX12 and the standard-sample-standard method. The operational settings for B analyses by MC-ICPMS solution and rock standards (ERM AE120 = -20.12‰; ERM AE121 = 19.96‰; NRC NASS5= 39.82‰; GSJ JB2= 7.18‰). Using this procedure, B contamination is 15 ng and the analytical

Table 1 -2:

 1

	Lithology	Rodingite dike	Rodingite dike	Rodingite dike	Rodingite dike	Rodingite dike	Rodingite dike	Sheared rodingite dike	Mg-gabbro	Blackwall (20cm)	Blackwall (2m)	Blackwall (40cm)	Blackwall (2cm)	Basalt 1	Serpentine 1
	Sample °03-03	03-05	03-06	03-07	06-10	03-08-BA	04-05-B	30-13	30-14	30-15	04-05-S	03-08-BH
	SiO 2	40.40	39.30	39.20	36.90	34.65	37.60	36.60	51.00	31.30	35.30	44.40	34.6	48.06	39.22
	Al 2 O 3	12.90	13.30	17.35	16.45	15.24	13.98	15.20	16.82	16.68	15.02	7.44	10.12	16.35	3.26
	FeO tot	6.92	7.42	8.70	6.85	7.59	7.86	10.60	6.22	10.23	8.92	5.99	9.86	9.48	8.66
	MnO	0.15	0.15	0.13	0.24	0.15	0.29	0.16	0.11	0.18	0.17	0.15	0.86	0.15	0.12
	MgO	13.08	8.45	9.10	7.51	7.25	9.24	9.65	7.13	28.06	27.47	21.35	30.66	6.8	34.74
	CaO	21.11	25.51	18.44	27.04	27.96	25.66	22.30	8.78	0.92	2.38	14.28	0.38	8.47	2.4
	Na 2 O	0.21	0.20	0.30	0.02	-	-	0.06	5.15	0.02	0.07	0.30	0.03	4.05	0.06
	K 2 O	-	-	-	-	-	-	-	0.05	-	-	-	-	0.67	-
	TiO 2	0.87	0.90	1.04	1.09	1.24	1.05	-	0.89	0.71	0.26	0.13	1.71	1.68	0.13
	P 2 O 3	0.08	0.09	0.11	0.13	0.19	0.13	0.14	0.07	0.07	0.01	0.01	0.21	0.24	0.1
	L.O.I.	4.05	3.10	5.13	3.66	5.75	3.58	4.08	2.55	11.09	9.91	5.04	11.64	3.88	11.79
	Total	99.77	98.43	99.50	99.90	100.02	99.39	98.78	98.78	99.26	99.52	99.09	100.07	99.83	100.48
	Mg#	0.77	0.67	0.65	0.66	0.63	0.68	0.62	0.67	0.83	0.85	0.86	0.85	0.56	0.88
	Sc	-	-	-	-	32.0	-	-	-	-	-	-	-
	V	128	118	155	149	207	147	156	183	149	77.1	31.6	234	216	73.9
	Cr	1050	279	2070	211	316	236	312	37.3	415	475	1150	460	218	2684
	Co	45.0	39.9	38.5	32.2	35.6	33.8	49.6	30.8	79.9	55.2	52.4	48.2	31.7	102
	Ni	448	192	168	115	92.5	128	202	77.3	475	312	945	307	113	1929
	Cu	26.1	43.6	103	33.4	7.60	109	75.5	38.5	39.5	35.5	12.9	11.4	47.0	21.3
	Zn	44.8	45.1	74.3	91.4	30.4	63.3	75.6	43.0	77.0	49.8	68.6	128	71	54.1
	As	0.310	0.070	0.100	-	0.060	-	0.120	0.170	-	0.160	6.26	0.200	n.a.	n.a.
	Rb	0.330	0.190	0.430	0.060	-	0.110	0.020	0.790	0.040	0.130	1.45	0.150	16.5	-
	Sr	14.0	26.4	80.4	10.8	4.22	13.3	29.2	1490	2.46	2.32	42.4	5.77	173	6.15
	Y	17.2	18.7	21.9	20.8	28.4	20.9	30.9	19.0	22.6	6.39	2.55	28.2	32.0	3.05
	Zr	61.0	73.3	86.7	98.1	124	90.2	98.2	56.9	36.0	12.8	7.95	132	160	6.57
	Nb	1.31	1.88	2.00	2.81	2.68	2.41	4.63	0.735	0.909	0.410	0.560	4.09	2.73	0.040
	Mo	-	-	0.200	-	-	-	-	-	-	-	-	-	n.a.	n.a.
	Cd	0.042	0.051	0.057	0.049	0.037	0.065	0.066	0.040	0.012	0.010	0.028	0.036	n.a.	n.a.
	Sn	0.800	1.28	1.35	1.81	2.07	1.36	1.36	0.930	0.910	0.470	0.850	1.07	n.a.	n.a.
	Cs	0.989	0.324	0.014	0.086	0.089	0.097	0.039	0.054	0.021	0.054	0.189	0.199	n.a.	n.a.
	Ba	2.42	5.30	2.00	1.13	0.560	1.06	2.50	12.4	0.890	0.680	4.44	1.48	60.7	1.11
	La	2.30	2.76	3.13	3.64	4.28	3.71	4.52	1.83	1.38	0.841	0.404	3.08	6.04	0.163
	Ce	7.72	8.34	9.97	10.9	13.7	11.2	12.3	6.38	5.68	2.69	0.920	10.5	16.9	0.565
	Pr	1.38	1.40	1.77	1.84	2.18	1.87	2.01	1.20	1.22	0.426	0.154	1.86	2.53	0.111
	Nd	6.79	6.78	8.68	8.72	12.0	8.86	9.53	6.33	6.92	2.12	0.750	9.38	16.9	0.629
	Sm	2.05	2.03	2.63	2.51	3.60	2.56	2.90	2.12	2.52	0.700	0.251	3.03	4.48	0.227
	Eu	1.12	1.12	0.959	0.917	1.37	0.981	1.12	1.09	0.826	0.483	0.069	0.289	1.50	0.122
	Gd	2.64	2.60	3.30	3.20	4.40	3.20	3.90	2.87	3.50	0.970	0.380	4.10	4.92	0.381
	Tb	0.458	0.453	0.569	0.535	0.708	0.543	0.714	0.495	0.617	0.171	0.066	0.718	0.760	0.065
	Dy	2.91	2.92	3.60	3.40	4.72	3.44	4.83	3.15	3.91	1.10	0.449	4.62	5.14	0.471
	Ho	0.619	0.620	0.770	0.718	0.924	0.729	1.07	0.669	0.806	0.225	0.100	0.996	1.14	0.105
	Er	1.74	1.77	2.14	2.01	2.88	2.03	3.12	1.84	2.18	0.589	0.288	2.85	3.00	0.293
	Tm	0.275	0.280	0.338	0.314	0.382	0.316	0.509	0.285	0.326	0.087	0.049	0.451	0.460	0.050
	Yb	1.70	1.75	2.08	1.95	2.62	1.95	3.20	1.73	1.85	0.492	0.312	2.80	3.49	0.319
	Lu	0.248	0.258	0.306	0.286	0.368	0.285	0.482	0.249	0.227	0.063	0.047	0.413	0.489	0.055
	Hf	1.50	1.55	1.92	1.98	2.62	1.91	2.12	1.43	1.03	0.361	0.200	2.87	3.96	0.187
	Ta	0.115	0.156	0.160	0.216	0.244	0.201	0.335	0.072	0.068	0.021	0.027	0.336	0.235	0.005
	W	272	194	36.0	115	262	99.0	80.0	40	19.0	20.0	31.0	42.0	n.a.	n.a.
	Pb	2.50	1.72	3.12	2.82	0.040	2.06	2.49	2.58	2.31	2.31	1.80	2.95	n.a.	n.a.
	Th	0.090	0.120	0.160	0.190	0.160	0.180	0.320	0.060	0.040	0.020	0.030	0.300	0.185	0.004
	U	0.034	0.051	0.049	0.072	0.063	0.068	0.116	0.032	0.022	-	0.009	0.108	0.095	0.005

Table 1

 1 large 87 Sr/ 86 Sr ranging from 0.704562 to 0.706451. Gabbro body has lower 87 Sr/ 86 Sr (0.703771) and higher 143 Nd/ 144 Nd (0.513120) (Fig. 1.13A). Initial isotopic ratios have been calculated to an age of 160 Ma based on the common age measured in Alpine gabbros (Schaltegger et al., 2002; Li et al., 2013). The Mg-gabbro and its associated blackwalls have the same 143 Nd/ 144 Nd 160 of ~0.51209 (Fig. 1.13B), values that are similar with those of Platta gabbros and consistent with data from Monte Maggiore, Voltri-Sestri and Internal

	.3 and plotted in

0 : 6.3 to 7.3) and

Cs Rb Ba Th U Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Sm Zr Hf Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

		100
	e
	l
	t n a	10
	m
	e v i
	t i
	m i
	r p
	/
	e
	l
	p
	m a S	1
		0.1
		La Ce Pr

Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

	e t i
	r d
	n o
	h c /
	e l
	p m a S
	0.1
	0.01

1 10 100 Cs Rb Ba Th U Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Sm Zr Hf Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

	e
	l
	t n a
	m
	e v i t
	i m
	i
	r p
	/
	e
	l p
	m a
	S
	0.1

1 10 100 La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

		100
		10
		1
		0.1
		La Ce Pr
		e t i
		r d
		n o
		h
		c /
		e
		l p
		m a S
	Gabbro 30-13	Rodingites Rodingite 03-08-BA	mean Mg-gabbro mean fresh basalts + min-max
	Blackwall 30-14 Blackwall 30-15	Blackwall 03-08-BH Rodingite 04-05-B Blackwall 04-05-S	mean serpen nized mantle + min-max N-MORB DMM

Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

	100
	10
		e t i
		r d
	1	n o h c e /
		l p
		m a S
	0.1
	0.01
	Cs Rb Ba Th U

Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Sm Zr Hf Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

  there is no clear relationship with 87 Sr/ 86 Sr (Fig.1.13D).

	e
	l t n
	a m
	e v i t
	i m
	i r p
	/
	e
	l p m a S	B in rodingites range from 3.98‰ to 14.48‰ and are
	distinctly lower than the seawater value of 39.5‰ (Spivack and
	Edmond, 1987). The gabbro has a 11 B of 4.18‰ and associated
	blackwalls 11 B that decreases from 7.60‰ close to the contact
	to 1.45‰ two meters away from the contact. Other blackwalls
	display 11 B that ranges from 7.60‰ to 15.67‰. The 11 B values
	are positively correlated with B content (Fig. 1.13C). However,
	Table 1-3:
		87	86 Sr and 144 143

Table 2 -1:

 2 Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Ho Y Er Tm Yb Lu Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Sm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Ho Y Er Tm Yb Lu

	Locality
	Type of magmatic
	rock

AMANN MÉDERIC 1 , ULRICH MARC 1 , BOIRON MARIE-CHRISTINE 2 , MANATSCHAL GIANRETO 1 , AUTIN JULIA 1 & SAUTER DANIEL 1 1

  -Ecole et Observatoire des Sciences de la Terre, Institut de Physique du Globe de Strasbourg, UMR 7516-CNRS, Strasbourg.

2 -Laboratoire GeoRessources, CREGU-UMR 7359, CNRS, Vandoeuvre lès Nancy, France.

Le cas de quelques autres transitions océan-continent 2.1 La zone Diamantine (marge sud-est australienne)

  Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge distale pauvre en magma Si la diversité géochimique portée par les basaltes extrusifs peut être appréhendée par l'intervention d'un manteau sous-continental hétérogène, qu'en est-il des phases magmatiques semblant s'être initiées antérieurement aux basaltes qui intrudent la lithosphère des TOCs, comme les gabbros ou les troctolites ? Peut-on y discerner les mêmes anomalies et les modéliser par les mêmes phénomènes ? De plus, dans notre étude sur les basaltes des nappes de la Platta et de Tasna, nous avons fait intervenir une petite portion de liquide magmatique issu type de basalte. Même si l'apport est faible, l'enrichissement des pyroxénites à grenat peut-il tranchée en effectuant des analyses isotopiques du Nd.Nous avons vu que le manteau sous-continental renfermait à la fois des clinopyroxènes hérités de processus géologiques antérieurs au rifting ainsi que des clinopyroxènes issus de la percolation de liquides magmatiques provenant de l'asthénosphère. Même si dans les deux cas, les clinopyroxènes doivent avoir une isotopie assez similaire, il n'en demeure pas moins qu'il faudrait s'attarder sur leurs potentielles différences. Les récents progrès dans les techniques d'isotopie in-situ, comme le pourraient permettre de les distinguer. En effet, les analyses isotopiques effectuées traditionnellement en roche totale mixent les phases minérales et ne permettent donc pas d'apprécier l'hétérogénéité isotopique du manteau et les processus qui s'y Dans cette thèse, nous nous sommes attachés à l'étude des marges distales fossiles de la Platta et de Tasna ainsi que de celles d'Ibérie Terre-Neuve. Ces deux lithosphères portées à l'exhumation étant respectivement les TOCs fossiles et actuelles les mieux documentées au monde. Ces laboratoires à ciel ouvert permettent d'émettre des hypothèses et d'investiguer en profondeur les phénomènes associés aux transitions océan-continent, il n'en demeure pas moins qu'ils ne sont pas les seuls dans le monde. Des autres marges distales actuelles ou fossiles ont déjà été découvertes dans de nombreux endroits du monde et ont même pour la plupart déjà fait l'objet d'études préliminaires. Les phénomènes décrits dans les TOCs alpines peuvent-ils être retranscrits dans d'autres TOCs ? L'étude d'autres transitions permettra sans aucun doute zones d'études qui me paraissent être les plus propices à l'obtention des réponses aux questions restant en suspens.

	Conclusions et perspectives
	en magma.
	sont déroulés.
	Dans le chapitre 1, nous avons montré que la rodingitisation des dykes magmatiques La zone Diamantine est située au sud de l'Australie et fut draguée lors de la campagne
	était intimement associée à la serpentinisation de l'encaissant. Nos travaux ont permis d'estimer
	de lherzolites à spinelles et à plagioclases (Fig. III.1). Ces roches du manteau ressemblent en
	Dans la nappe de Tasna, certains dykes magmatiques rodingitisés présentent des pérovskites de nombreux points à ce qui a été observé dans la marge ibérique (chapitre 3), et les études
	métamorphiques au sein du géochimiques effectuées jusqu'à présent ne se sont que rarement focalisées sur les phases chloritisé (annexe III.1.). Les pérovskites sont
	Pour conclure, lors des premiers stades d'ouverture océanique et de l'exhumation minérales constituant ces types de manteau (Chatin et al., 1998; Beslier et al., 2004). Ces études communément attribuées aux systèmes magmatiques sous-saturés en SiO 2 comme c'est le cas pour les kimberlites ou les carbonatites (e.g. Chakhmouradian and Mitchell, 1998). Dans ces antérieures ont permis de montrer que le manteau était de type sous-continental et non océanique
	mantellique formant la TOC, l'héritage géochimique acquis par le manteau sous-continental contextes, les pérovskites ont beaucoup été utilisées pour la datation U-Pb (e.g. Reguir et al.,
	avant et pendant le rifting océanique, se manifestera dans la diversité géochimique des basaltes 2010; Tappe and Simonetti, 2012) du fait notamment de leurs fortes concentrations en éléments ne sont que très parcellaires. De plus, les roches draguées dans cette zone, montrent un degré
	extrusifs. De plus, ces zones lithosphériques directement au contact de l'eau de mer sont des incompatibles. Récemment, les pérovskites métamorphiques ont également permis d'obtenir de serpentinisation moindre que pour les marges ibérique ou de Terre-Neuve. Si des études
	endroits propices pour étudier les phénomènes métasomatiques intenses s'y déroulant. Cette des âges U-Pb par la méthode de l'ablation laser couplée à un ICPMS (Putiš et al., 2015).
	étude portée principalement sur les basaltes extrusifs, les dykes de rodingites et le manteau Cette méthode par LA-ICPMS produit des valeurs similaires à l'utilisation d'un SIMS sur les laser sur lame mince, pour ne pas perdre l'information texturale du minéral (porphyroclaste
	sous-continental refertilisé, apporte quelques nouveaux arguments et nouvelles idées dans le but mêmes échantillons (Li et al., 2014). L'âge obtenu est celui du métamorphisme à l'origine
	de mieux circonscrire les processus magmatiques et métasomatiques associés aux transitions de la rodingitisation et donc de la serpentinisation, ce qui en fait un puissant outil pour la d'optimiser le rendement analytique.
	océans-continent. Néanmoins, de nouvelles questions apparaissent au grand jour.
	méthode sur nos échantillons de rodingites permettrait de dater la serpentinisation, permettant

2.

2 km N Lower Ser oceanwards Upper Ser

		Sample	Lithology	Mantle type below	LAT		LONG	Cpx Fds (Ab) Chl Cal Ep	Complementary infos
		13-03	hyaloclastite basalt	inherited	46°50'11,16"N	10°15'26,24"E		+++	+	+	ductile foliation
		13-04	pillow basalt	inherited	46°50'11,34"N	10°15'26,21"E		+++	+	+	+	porphyric pillow basalt, pluri-decimeter in scale
		20-03		basalt	inherited	46°31'44,82"N	9°40'19,32"E		+++	+	pluri-decametric block within the detachment fault
		21-02		albitite	Refertilized	46°32'1,55"N	9°39'47,66"E		+++	+	close to limestone sediment
		21-05	basalt flow	Refertilized	46°32'26,60"N	9°39'54,70"E	+	+++	+
		22-08		basalt	Refertilized	46°29'21,67"N	9°38'21,42"E	+	+++	+	+	dike intruding sediment
		24-01	basalt flow	Refertilized	46°32'37,28"N	9°38'24,04"E		+++	+	+	radiolarite at the contact
		24-04		albitite	??	46°27'47,68"N	9°39'32,93"E		+++	+	+	sill intruding Cretaceous sediment
		24-04-2		albitite	??	46°27'48,45"N	9°39'31,58"E		+++	+	+	sill intruding Cretaceous sediment
	A	25-02 26-05 03-01 Jura 06-06	basalt flow Molasse Basin basalt flow basalt flow hyaloclastite basalt	Refertilized B Refertilized Refertilized Refertilized	ALPINE TECTONIC UNIT 46°29'33,33"N 9°39'3,92"E PALEO-GEOGRAPHIC + +++ TETHYS DOMAIN Piemont-Liguria Ocean South Pennine 46°29'47,10"N 9°39'25,50"E +++ 46°29'37,68"N 9°36'41,57"E +++ 46°25'55,26"N 9°37'48,58"E +++	+ + + +	+ C + +	ductile foliation
							Central Pennine (cover nappe)	Detached Mesozoic cover of the Briançonnais microcontinent
	Western Alps	Southern Alps			Central Pennine (basement nappe)	Variscan basement nappe a ected by alpine HP metamorphism
			Po Basin				North-Pennine	Valais Ocean
	Tertiary basins Tertiary basins Ligurian Sea European Units		Adriatic Sea Apeninnes	LOW. AUSTROALPINE NAPPE MARGNA NAPPE CENT. AUSTROALPINE NAPPE	Lower Austroalpine (basement nappes) Upper and lower crustal slices Upper Austroalpine and South Alpine nappes	Adria distal continental margin Extensionnal allochthons in the transition between Adratic margin and Alpine Tethys) Pre-Permian basement in general	P. Colm
	European units Brianconnais/Valais Briançonnais & Valais units Adriatic units Liguria-Piemonte units Adriatic Units ophiolites Corsica Liguria Piemonte-ophiolites	Sea Tyrrhenian	EUROP. CONT. ADRIA CONT.	Metamorphic nappes South Alpine	Distal European margin Undeformed Adria microplate
					GRANITES	Bergell granite			24-01	14-02
				13-03,04						21-05
		Chur	Davos	TASNA						21-02	20-03
			SILVRETTA							Sur
					SESVENNA
		ERR
			St. Moritz
		Bivio Bivio
					CAMPO						26-05
		MARGNA	BERNINA			P.				03-01	22-08	25-02
					Poschiavo
		BERGELL
					N
					10km					P.
		9°40'	9°50'	10°00'	10°10'						Bivio
											24-04
		post-rift sediments
			basalts		(not di erentiated)
		gabbros serpentinized mantle	major alpine Cretaceous thrust contacts					06-06
					Turba
					normal fault					9°36'	9°38'	9°40'	9°42'
	Annexe -2.1:

Table 1 :

 1 Locations and mineralogy assemblage of rodingites, gabbro and blackwalls. Coordinates grid is WGS84 UTM 32N, decimal degrees. Data for host-rock serpentinized lherzolite mineralogy are from our own

	Annexe -2.2:
	Annexe -2.3:

-H 2 et CaO-Al 2 O

2 -H 2 et du rapport des activités du calcium et de

Remerciements

Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin Cpx + Ca 2+ + H 2 O => Hgrs + Chl + Di (2) to form vesuvianite and chlorite (Fig. 1.3B and C, Li et al., 2004) following this reaction: Hgrs + Di + H 2 O => Ves + Chl (3) rodingitization under very low CO 2 conditions (Mittwede and Schandl, 1992;[START_REF] Oberhänsli | Solution to the volume problem in serpentinization[END_REF]Galuskin et al., 2003;Hatzipanagiotou et al., 2003;Palandri and Reed, 2004) probably highlighting a higher depth of formation.

6.2

Constraints from Sr-Nd isotope compositions

General statements on water-rock ratio (W/R)

The water-rock ratio W/R can be derived from mass balance calculations assuming There are two ways to calculate W/R: (i) closed system (McCulloch et al., 1981) and (ii) in open system (Albarède, 1995). For our present considerations we choose to use a model in which

Where R R i-f seawater-rock interaction in the upper part of the oceanic lithosphere (e.g. Delacour et al., 2008).

Based on the previous equation and end-members data presented in Fig. 1.14, we highlight reactions encountered during (i) the serpentinization of a DMM with seawater interaction and

Water-rock ratio of rodingitization

Model indicates that Sr isotope composition will only be changed with a W/R up to 100, while Nd isotope compositions are insensitive under W/R less than 100 but are drastically changed

Evolution of magmatism and metasomatism in a magma-poor rifted margin

Geochemisty of major and trace elements

Detailed analytical methods for major and trace element analyzes are given in Appendix 2.3. Major element concentrations show that our samples are very similar to other basalts from the Platta nappe (Frisch et al., 1994;Desmurs et al., 2002). They are all tholeiitic in composition (SiO 2 : 45-50 wt.%; Al 2 O 3 : 15-19 wt.%; Na 2 O+K 2 O ~5 wt.%) and their relatively low Mg# (< 0.65) show that they represent differentiated melts rather than primitive liquids (Table 2.1).

It is noticed that the anomalous composition of one sample (20-03), which is characterized by very low SiO 2 (36.92 wt.%), high CaO (15.33 wt.%) and high LOI (9.33 wt.%), is explained by the amount of calcite veins and will not be used further in the discussion.

Trace element compositions show that Jurassic basalts can be divided into two different types (Fig. 2.4): The type 1 is depleted in incompatible elements, show a positive anomaly in Zr and a low (La/Sm) N <1 and is comparable to "normal" mid-ocean ridge basalts (N-MORB). In addition, type 1 basalts are characterized by a medium to high fractionation of heavy (H-)REE over the mid (M-)REE, as shown by (Sm/Yb) N =0.82-1.76, and a widespread Nb/La ranging from 0.55 to 3.2. The second type of basalts is strongly enriched in incompatible elements 2.4). Type 2 basalts have high (La/Sm) N > 1.3 and high (Sm/Yb) N >1.5, and are very similar to present-day enriched MORB (E-MORB; Gale et al., 2013). Although of a different apparent age, trace element patterns of Cretaceous sills (type 3) are strictly similar to those of Jurassic E-MORB. This geochemical diversity is not restricted to Platta and Tasna basalts but have been described in several ophiolites of the Alpine-Tethys domain (e.g. Bill et al., 2000).

Chapter 2 : Geochemical evolution of basalts related to incipient oceanization of the SWIR basalts (Meyzen et al., 2003).

The formation of "E-MORB"-like basalts

Aside from N-MOR basalt-type, a few percent of extrusive basalts may be ascribed as enriched-basalt (E-MORB) in the Alpine-Apennine ophiolites. The more recent studies devoted on these Alpine-Apennine enriched basalts have concluded that high (Sm/Yb) N could be due to incorporation of (garnet)-pyroxenite layers in the melting process (Montanini et al., 2008;Saccani et al., 2008). We apply this process by mixing variable amounts of melts from the partial melting of garnet-pyroxenite layers with melts from the partial melting in the spinel in Fig. 2.6d and highlight that the range of enriched basalts in OCTs can be modeled following pyroxenite composition has been recalculated starting from the altered oceanic crust (AOC, 2.6d). We do not start our models with garnet-pyroxenite layers outcropping and well-studied in Alpine-Apennine subcontinental mantle because their primary characteristics are partially or totally erased by later processes, i.e. partial melting or metasomatism [START_REF] Montanini | [END_REF]Borghini et al., 2016).

Geodynamic constraints and conclusions

Almost all extrusive basalts from the Alpine-Tethys OCTs lie on a refertilized subcontinental mantle (Picazo et al., 2016). Only few are related to the inherited subcontinental mantle in Central Alps (Upper Platta, Malenco, Totalp, Tasna) demonstrating that the porous- et al., 2014). Ophiolites from the Alpine-Tethys domain have provided strong evidence for processes of interaction between old and inherited subcontinental lithospheric mantle and the ascending asthenosphere (Bodinier et al., 1991;Müntener et al., 2004;[START_REF] Müntener | [END_REF] percolation is entrapped into mantle porosity, derived from the latter (Permian) depletion, of the subcontinental lithosphere (up to 12% melts, Müntener et al., 2010) creating the widespread CHAPTER 3

GEOCHEMICAL HETEROGENEITIES IN EXHUMED SUBCONTINENTAL MANTLE DOMAINS: THE EXAMPLE OF IBERIA-NEWFOUNDLAND CONJUGATE MARGINS

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge distale pauvre en magma

CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

Annexes relatives à l'introduction VESPA was a successful 25 days research cruise on R/V l'Atalante that took place in May and June 2015. The main aim was to acquire new rock samples from extinct volcanoes on the Norfolk, Loyalty and Three Kings ridges, which connect New Caledonia and New Zealand. tectonic development relating to (i) nature and duration of magmatism on the ridges; (ii) timing of subduction initiation east of northern Zealandia; (iii) postulated subduction polarity changes. and processed onboard. The seismic lines provided a very useful structural-stratigraphic fra-Annexes relatives à l'introduction mework for the rock dredging. Combined with multibeam bathymetry data they allowed intelon rocky slopes and fault scarps. Different stratigraphic levels of the Loyalty and Three Kings Ridge volcanic piles were sampled by dredging at different water depths on the Cook Fracture Zone and Cagou Trough fault scarps.

ANNEXES/APPENDIX

By the end of the cruise, 43 dredges had been attempted and 36 of them yielded igneous or sedimentary rocks potentially useful to the VESPA project. Onboard use of a portable arc, intraplate and shoshonitic volcanoes on the Loyalty and Three Kings Ridges. A total of 770 kg of rock was retained for post-cruise analysis in New Caledonia, France and New Zealand. Work in the next few months and years will include micropaleontological dating of sedimentary rocks, U-Pb and Ar-Ar isotopic dating of igneous rocks, and whole rock geochemical and tracer isotope analyses. We are optimistic that many of the initial research hypotheses will be able to be tested.

Les levés géophysiques : l'exemple de la sismique rapide numérique (SISRAP)

Cette technique permet d'obtenir une image des structures géologiques proches de la surface par émission d'ondes acoustiques. La détonation acoustique se fait par deux canons à air (volume : 300 inch 3 , pression : 140 bars, source : 55Hz, cadence de tirs : 10s), positionnés et permet de réceptionner les ondes acoustiques émises à l'aide de géophones. Les coupes Annexes relatives à l'introduction Annexe I.3: Modèle schématique tectono-magmatique de l'ouverture du sud de l'Atlantique Nord

1) Magmatic events between 140 and 125Ma

Lower crust formation: gabbros hydrated before the rifting phase. Amphibolites at site 1067 : 39 Ar-40 Ar on hornblende (167.3 +/-0.9 Ma, 164.6 +/-0.5 Ma, 160.5 +/-0.8 Ma, and 152.6 +/-0.9 Ma) and plagioclase (141.8 +/-0.4 Ma) (Jagoutz et al., 2007). The thermal advection of the lithosphere is highlighted by thick black arrows. Felsic volcanism and alkali basalt spreading along rift-related faults forming mid-Cretaceous basins (Lusitanian Basin for the Iberian side and Bonition basin for the Newf. side) at +/-130Ma, (e.g. Pe-Piper et al., 1994).

2) Magmatic events around 120Ma

Upper section: Newfoundland-Galicia Bank (GB): amphibole in peridotite and amphibole in diorite at GB: 39 Ar-40 Ar on amphibole: 122 +/-0.6Ma (Féraud et al., 1988) and 122+/-0.3Ma (Boillot et al., 1989). Gabbro-peridotite schist complex at GB: U-Pb age on zircons: 122.1+/-0.3Ma (Schärer et al., 2000). Gabbro and mylonitized gabbros at GB: 121.7+/-0.4Ma (Schärer et al., 2000).

Lower section: Newfoundland-Iberia Abyssal Plain (IAP): Alkali basalt-gabbro 39 Ar-40 Ar: 128 +/-3 Ma (Jagoutz et al., 2007) redated at 114-115Ma by U-Pb on zircons (Eddy et al., 2017). Biotite-bearing albitite clast at site 1070: zircon U-Pb: 127 +/-4 Ma (Beard et al., 2002). Amphibolite clasts at site 1068: 39 Ar-40 Ar on hornblende 140 +/-2 Ma and 131.7 +/-1.1 Ma and a plagioclase age of 133.1 ± 0.3 Ma (Jagoutz et al., 2007). Kaersutitic hornblende gabbroic pegmatite, site 1070: 39 Ar-40 Ar: 123.9 +/-1.2Ma (Jagoutz et al., 2007) and a mean of 3 ages gives 127 +/-4Ma (Beard et al., 2002). New dated zircons (U-Pb) on alkali and MORB-type gabbros at site 1070 give 124 Ma age (Eddy et al., 2017). Not shown here: gabbro at Gorringe Bank (southern Iberia): U-Pb on zircons: 138-135Ma (Schärer et al., 2000).

3) Magmatic events around 112Ma (i.e. the lithospheric breakup)

Upper section: Newfoundland-Galicia Bank (GB): Basalts and dolerites at Galicia Bank: post-date gabbroic rocks and are from an N-MORB source.

Lower section: Newfoundland-Iberia Abyssal Plain (IAP): Hornblende alkaline-gabbro dike at site 1277: 113.2 +/-2.1Ma (Jagoutz et al., 2007). Basalts and dolerites at IAP: post-date gabbroic rocks and are from an E-MORB source. (pp. 253-288). Berlin, Heidelberg: Springer Berlin Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-642-28394-9_8 Baker, E. T., Resing, J. A., Haymon, R. M., Tunnicliffe, V., Lavelle, J. W., Martinez, F., … Nakamura, precise mapping of hydrothermal discharge locations.

4) Off-axis magmatic events between 100 and 70Ma (i.e. after the steady-state

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Abstract

Distal parts of magma-poor rifted margins represent a complex transition between continental and oceanic domains. These areas remain poorly understood while being a key-place to unravel magmatic thermal regime of the margin. So far, only two Ocean-Continent Transitions (OCT) have been particularly investigated, namely the present-day Iberia Newfoundland conjugate margins and the fossil analog Platta-Tasna nappes, remnants of the Jurassic Alpine-Tethys OCTs. Studies presented in this Ph.D. thesis have been focused on these two margins. long-lived inherited subcontinental mantle in Iberia-Newfoundland margins allow the refertilization of these distal domains; (ii) The geochemical transition depicted from OCT-basalts towards MOR-basalts can be explained by the partial melting of the refertilized subcontinental mantle; (iii) The role of active rodingitization respectively, at temperature ranging between 60°C and 190°C. These temperatures being

Key-words

Résumé

Les parties distales des marges passives pauvres en magma représentent la transition complexe entre les domaines continentaux et océaniques. Ces zones encore peu étudiées sont pourtant des endroits clefs pour comprendre les processus impliqués durant les premiers stades de l'accrétion océanique, et plus particulièrement ceux du magmatisme et du métasomatisme. Durant ces premiers stades, ces deux processus sont gouvernés par l'exhumation mantellique. L'interaction entre les liquides magmatiques, les poussées et constituent naturellement les deux sites d'études de cette thèse, à savoir, les marges actuelles conjuguées d'Ibérie-Terre Neuve du sud de l'Atlantique Nord ainsi que les marges fossiles de la Platta et de Tasna, fragments de TOCs de la Téthys Alpine Jurassique.

En combinant les études de terrain ainsi que les investigations minéralogiques, pétrologiques et géochimiques, nous avons pu contraindre trois processus clefs se déroulant dans les TOCs. (i) La percolation de liquide magmatique imprégnant le manteau sous-continental hérité dans les marges Ibérie-Terre Neuve permet une refertilisation de ces marges distales. (ii) La transition géochimique visible entre les basaltes des TOCs et les basaltes de dorsales océaniques peut s'appréhender par la fusion partielle comprises entre 60°C et 190°C, joue un rôle sur le métasomatisme de la lithosphère en produisant une intense serpentinisation et rodingitisation, respectivement du manteau sous-continental en exhumation et des dykes basaltiques. Ces températures étant cohérentes avec une exhumation mantellique au niveau du plancher océanique.

Mots clefs

Méderic AMANN

Evolution du magmatisme et du métasomatisme dans une marge passive pauvre en magma durant l'initiation de l'accrétion océanique: Exemple de la marge fossile de la Platta (Alpes suisses) et comparaison avec le système actuel Ibérie-Terre Neuve.