En continuation directe du rift de la mer Morte, le Rift syrien, qui délimite une étroite bande côtière en Syrie–Liban (Fig. 1), fait partie du grand système de fractures qui, depuis le Rift africain, rejoint par le système de failles de Turquie l'ensemble Alpes–Himalaya. Ce domaine a été le siège de très nombreuses éruptions volcaniques, qui débutent au Permo-Trias et se poursuivent jusqu'à une période très récente (Néogène–Quaternaire). L'activité est restée relativement continue, avec toutefois deux paroxysmes majeurs : Jurassique supérieur et surtout Crétacé inférieur (« basaltes crétacés » de la littérature [5,6,15]), et « volcanisme récent », débutant à la fin du tertiaire (Néogène) et se poursuivant au Quaternaire [13]. Les points d'affleurement se recouvrent partiellement, si bien que certains gisements, surtout dans la région de Homs–Hama, sont étroitement imbriqués sur le terrain. Toutefois, le volcanisme récent est moins directement lié au tracé du rift, grand système de faille nord–sud qui, au nord de Lattaquié, donne de spectaculaires grabens d'effondrement, d'une largeur de quelques kilomètres.

La carte schématique des affleurements (Fig. 1) montre que les volcans d'âge Crétacé sont très proches de la faille majeure du rift, alors que les centres d'émission du volcanisme récent, qui couvrent des surfaces beaucoup plus étendues, peuvent s'en écarter sensiblement, étant surtout situés sur des failles annexes formant un réseau complexe, grossièrement orthogonal aux fractures principales. Au sud de Damas, ce volcanisme récent constitue, en particulier, le grand massif du Jabal el Arabe, qui couvre tout le sud de la Syrie et s'étend, au-delà, dans toute la partie nord de la Jordanie. Plus au nord, on peut distinguer les édifices de moyenne importance de la région de Homs–Hama, qui s'étendent sur une large bande orientée NE–SW, parallèlement aux accidents cisaillants limitant au nord l'inflection de la chaı̂ne de Palmyre, et les petits massifs des « Jubates », à l'est et au nord de Lattaquié, souvent situés au fond de dépressions circulaires au sein de massifs calcaires d'âge Jurassique–Crétacé. Ce mode d'affleurement assez particulier a pu faire croire à certains auteurs (Ponikarov [14]) qu'il s'agissait de brèches d'explosion, et la découverte fortuite de grenats a même alimenté une certaine controverse sur la comparaison possible avec des kimberlites et l'existence possible de diamants, prétendument identifiés dans le Nord du pays par des géologues intéressés [9,15]. En fait, les études ultérieures ont montré qu'il s'agissait simplement de microcoulées basaltiques dans des dolines de dissolution des calcaires [16], et que l'essentiel des grenats dans les roches du volcanisme récent provenaient d'enclaves infracrustales (granulites), trop superficielles pour avoir la moindre chance de renfermer du diamant [3].

Un petit nombre de volcans, crétacés aussi bien que récents, contiennent de nombreuses enclaves, presque toutes de composition ultrabasique. Les laves et enclaves du volcanisme Crétacé ayant fait l'objet de travaux relativement récents [11,17], ainsi que les enclaves infracrustales du volcanisme récent [3,13], le présent travail est consacré à l'étude d'enclaves ultrabasiques du volcanisme récent, à partir de gisements caractéristiques des trois ensembles définis ci-dessus : Tel-Thannoun, dans le grand massif du Jebal el Arabe (parfois dénommé Shama [13]) (1, Fig. 1), Mhailbeh, dans la région de Homs (2, Fig. 1) et Jubates à l'est de Lattaquié (3, Fig. 1). Ces données, détaillées dans la thèse de F. Sheleh [16], complètent et précisent les résultats publiés antérieurement [3].

La plupart des enclaves ont subi un début de fusion par thermométamorphisme au sein du basalte hôte, se marquant par de fines bandes de verre plus ou moins altéré et recristallisé (Fig. 2a). Nous avons choisi pour ce travail les échantillons pour lesquels cette fusion partielle est minimale, de façon à pouvoir interpréter correctement les caractéristiques pétrographiques primaires. Tous les échantillons étudiés, dont la composition modale est donnée dans le Tableau 1, correspondent à trois types pétrographiques : lherzolite (olivine, ortho- et clinopyroxène) (Fig. 2a), harzburgite (péridotite résiduelle, sans clinopyroxène) et pyroxénites (webstérites) (moins de 10 % d'olivine, et présence systématique, en quantité à peu près équivalente, d'ortho- et clinopyroxènes). La texture est granulaire à protogranulaire [12], avec les minéraux accessoires (surtout spinelle) très souvent disposés aux points triples des joints intergranulaires des minéraux majeurs (olivine et pyroxènes). Beaucoup d'enclaves du Tel-Thannoun (au sud de Damas) contiennent une certaine quantité de minéraux hydroxylés (phlogopite et/ou amphibole) (Tableau 1). Ces minéraux sont en revanche extrêmement rares dans les échantillons provenant du Nord de la Syrie.

Ainsi qu'il a été décrit en détail dans plusieurs publications précédentes [2,3], toutes les enclaves étudiées contiennent, toutefois en quantité très variable, des inclusions fluides carboniques, remplies par du CO₂ pratiquement pur, de densité très variable (Fig. 2b et c). Ces inclusions, de couleur sombre, sont monophasées gazeuses à température ordinaire, mais montrent au refroidissement l'apparition soudaine d'une bulle (transition liquide/gaz) pour des températures de l'ordre de −50 à −70 °C. Cette transition est métastable, car l'homogénéisation, toujours en phase liquide (disparition progressive de la bulle gazeuse) se produit à des températures beaucoup plus élevées, depuis un minimum un peu supérieur à −50 °C (−47, Tableau 1) et jusqu'à un maximum de +31 °C [3], température critique du CO₂ pur. En fonction du mode de gisement et surtout de la densité du fluide inclus, deux types d'inclusions peuvent être distingués, comme dans toutes les enclaves mantelliques remontées par les basaltes alcalins : les inclusions tardives secondaires (disposées suivant des fissures recristallisées), étroitement associées aux bandes intergranulaires de refusion des enclaves, dont la température d'homogénéisation est proche du point critique du CO₂ ($>+15$ °C) [3] et des inclusions précoces, plus rares et, en général, plus petites, primaires par rapport à certains minéraux majeurs de l'enclave. D'une façon générale, les inclusions primaires contiennent un fluide plus dense, avec des températures d'homogénéisation négatives. Ces inclusions précoces sont (relativement) plus abondantes dans les clinopyroxènes, où elles affectent souvent la forme de tubes allongés, parallèles aux traces d'exsolution souvent visibles dans ce minéral (Fig. 2b et c). Dans certains cas, il a pu être montré que ces inclusions carboniques sont étroitement liées à l'exsolution de cristaux de spinelle dans le pyroxène (Fig. 2b). Dans les olivines, ces inclusions précoces, très rares, ont plutôt une forme globulaire, proche de celle d'un cristal négatif. En refroidissant au-delà de −100 °C, il est possible de solidifier le fluide inclus, qui fond à une température proche du point triple du CO₂ pur (−56,6 °C). Des différences significatives (jusqu'à 2 °C) ont été observées, mais qui concernent exclusivement les inclusions de faible densité. Aucun composant autre que CO₂ n'a pu être mis en évidence par microspectrométrie Raman (analyses effectuées au laboratoire de microanalyse, VU Amsterdam, E.A.J. Burke, an.), et la cause de ces variations reste énigmatique (fusion métastable, présence de composés Raman inactifs, comme les gaz rares ?). Ces perturbations n'affectent pas le contenu des inclusions primaires de forte densité, qui peut être considéré comme du CO₂ parfaitement pur.

Toutes les roches étudiées contenant ortho- et clinopyroxène (même les péridotites résiduelles, comme les harzburgites) contiennent quelques pour-cent de clinopyroxène, si bien que l'on peut estimer les températures par le « thermomètre des pyroxènes », avec les problèmes inhérents à cette technique : différences de calibrage entre les différents protocoles [1,4,10,18], inhomogénéités (notamment exsolution) des minéraux analysés. Ces difficultés sont minimisées en analysant des plages aussi homogènes que possible, et en utilisant les deux thermomètres les plus récents (B=Bertrand & Mercier [1], K=Brey & Köhler [4,10], d'autant que le thermomètre de Wells [18] donne des résultats sensiblement comparables à B.

L'estimation des pressions est plus difficile. En l'absence de grenats, il n'existe pas de baromètre minéral directement utilisable. Nous avons montré précédemment [3] que, dans le cas présent, la meilleure estimation de la valeur minimale des pressions était donnée par la densité maximale des inclusions carboniques primaires, couplée à la température des pyroxènes.

Les résultats obtenus pour les vingt échantillons analysés dans le présent travail sont reportés dans le Tableau 1. Cet échantillonnage a été défini de façon à compléter les résultats précédemment obtenus, et surtout à vérifier si les différences entre péridotites et pyroxénites, qui n'étaient que suggérées par les analyses précédentes, étaient réelles. Il a donc été décidé de concentrer les analyses sur les trois massifs principaux (Tel-Thannoun, Mhailbeh, Jubates), avec un nombre d'échantillons comparable pour chaque massif (6 à 8) et, surtout, une proportion comparable de pyroxénites (2 à 3) par rapport aux péridotites dans chaque massif. Cette dernière condition a été la plus difficile à réaliser, dans la mesure où, en général, les enclaves de pyroxénites sont beaucoup plus rares que les péridotites.

Les résultats obtenus confirment effectivement les hypothèses antérieures [3]. Dans chaque massif, les minéraux des pyroxénites sont équilibrés à des valeurs P–T sensiblement supérieures à celles enregistrées pour les péridotites. Les températures sont pratiquement en continuité (1100–1300 °C pour les pyroxénites, 900–1100 °C pour les péridotites) mais, comme la densité maximale du CO₂ dans les inclusions fluides primaires est également légèrement plus élevée dans les pyroxénites, les pressions sont assez nettement différentes : 14–15,5 kbar pour les pyroxénites, contre 10–13,5 kbar pour les péridotites.

En revanche, les variations régionales que suggéraient certains résultats précédents (légère diminution des conditions P–T du sud vers le nord) ne sont pas confirmées. Une péridotite des Jubates donne certes les pressions les plus faibles (13,8 kbar), mais pour deux autres échantillons du même gisement, les pressions sont supérieures à 15 kbar. Ces valeurs des pressions sont minimales, tant en raison du risque de perturbation (défaut d'étanchéité des inclusions) que du fait que, en raison de la présence fréquente de minéraux hydroxylés, une certaine valeur de pression d'eau doit être ajoutée à la pression du CO₂. Toutefois, ces deux paramètres tendent à se compenser, puisque tout défaut d'étanchéité entraı̂nera une baisse de pression, alors qu'une pression d'eau additionnelle l'augmentera. Le fait que les résultats analytiques dessinent une tendance évolutive cohérente dans le diagramme P–T (Fig. 3) tend à indiquer que ces perturbations sont mineures, et que l'on peut admettre ces résultats, au moins en première approximation. On peut alors en déduire les conclusions suivantes.

• – Toutes les enclaves du volcanisme récent sont équilibrées dans le champ des lherzolites à spinelle (Fig. 3), en bon accord avec les résultats d'autres travaux [13]. La présence sporadique de grenats dans certaines enclaves s'explique donc par une composition pétrographique particulière, soit ignée (webstérite), soit surtout métamorphique (granulites infracrustales [3]). En revanche, certaines enclaves du volcanisme crétacé ont cristallisé dans le champ des lherzolites à grenat [15]. On aurait donc une remontée très significative de l'apex du point chaud situé sous le système du Rift syrien [17], depuis le Crétacé jusqu'à nos jours.
• – De façon assez remarquable, les pyroxénites se trouvent au-dessus du solidus des webstérites à spinelle–grenat (Fig. 3), alors que toutes les péridotites (lherzolites et harzburgites) sont équilibrées sous le solidus du système CMAS (Fig. 3). Ces résultats sont compatibles avec l'hypothèse couramment exprimée [8,19] selon laquelle les pyroxénites correspondraient à des cumulats magmatiques, alors que lherzolites et harzburgites représenteraient plutôt des résidus d'une fusion partielle. Il ne s'agit toutefois que d'hypothèses, qui demandent à être confirmées par des études géochimiques détaillées (modélisation des éléments en trace).

Les données concernant les conditions de formation des minéraux ou phases volatiles (phlogopite, inclusions carboniques) ne sont pas claires. Le champ d'équilibre des enclaves traverse la courbe d'apparition du phlogopite, ce qui rend bien compte de sa présence sporadique dans certaines enclaves. Pour le CO₂, on est certes situé dans le domaine où les premiers carbonates mantelliques (magnésite, dolomite) pourraient être stables (Fig. 3), mais l'absence quasi systématique de carbonates primaires dans la plupart des enclaves mantelliques est un fait bien connu, qui demanderait toutefois à être ré-évalué à la lumière de récentes observations dans les phases solides préservées au sein de certaines inclusions fluides [7], ainsi que sur la présence quasi systématique de magmas carbonatitiques dans les domaines de métasomatisme mantellique [8]. Nous n'avons pas pour le moment d'explication précise pour ce problème, et ne pouvons que suggérer que les réactions réelles sont probablement plus complexes que ne le laissent penser les résultats expérimentaux, de sorte que la déstabilisation des phases carbonatées en CO₂ pourrait se produire à des pressions, donc à des profondeurs beaucoup plus élevées que ne l'indique la courbe de la Fig. 3. L'origine de ces volatils reste aussi mystérieuse : elle est sans doute métasomatique, comme on l'observe de plus en plus dans tous les volcanismes de point chaud [8], mais suivant des modalités qui ne pourraient être cernées qu'au terme d'une étude géochimique complète de ces enclaves.