2.2 • La lithosphère océanique
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© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.
une fusion partielle hydratée (c’est-à-dire en présence d’eau), qui produit
un magma basaltique plus hydraté que sous les dorsales.
Pour atteindre la surface, ce magma doit cependant traverser toute la
lithosphère de la plaque chevauchante, et parcourt ainsi un plus long
chemin dans une croûte déjà différenciée que le basalte qui s’épanche à
l’axe d’une dorsale océanique. Il évolue alors sous l’influence de deux
phénomènes concomitants: (1) un fractionnement entre les minéraux les
plus réfractaires qui cristallisent dans les chambres magmatiques étagées
et le liquide résiduel qui continue à monter vers la surface. Et comme les
premiers minéraux à se former sont aussi les plus riches en magnésium et
en fer et les plus pauvres en silice, le magma résiduel devient de plus en
plus riche en silice et de moins en moins dense; et (2) une assimilation
partielle de la croûte que ce magma traverse et dont il provoque une fusion
à son contact, ce qui l’enrichit encore en silice. Ce double phénomène est
nommé «assimilation-cristallisation fractionnée». Cette seconde «pompe
à silice» (la fusion hydratée) est, pour toutes ces raisons, plus efficace
que la première (fusion anhydre; § a et b). Le produit final est aussi très
différent. Il s’agit de roches qui peuvent contenir jusqu’à 60% de silice, et
qui construisent peu à peu la croûte continentale (principalement des
granodiorites, entièrement cristallisées en profondeur, et des andésites,
épanchées en surface et partiellement cristallisées).
Dans tous les cas cependant (fusion anhydre donnant de la croûte océanique; fusion hydratée donnant de la croûte continentale), le manteau
situé sous la croûte a subi une fusion partielle. Il a donc perdu une partie de
sa matière par extraction de magma (jusqu’à 25%). On parle alors, à propos
des roches qui le constituent, de péridotites «résiduelles» ( tableau 2.1).
2.2 LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE (fiches 2.1 à 2.4)
La structure de la croûte océanique est connue à la fois par l’auscultation
sismique et par la prise d’échantillons géologiques sur le fond sous-marin
(par dragages, forages, carottages et submersibles) (tableau 2.2).
À cause de la difficulté de prélever des échantillons en mer, les géologues ont d’abord analysé la structure de la croûte océanique seulement par
les méthodes sismiques. Et comme ce qu’ils trouvaient par cette méthode
(tableau 2.2) était assez semblable quel que soit l’océan étudié, l’idée a
longtemps prévalu que la croûte océanique était à peu près la même partout.
Pour traduire les données de la géophysique en données géologiques, ces
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une fusion partielle hydratée (c’est-à-dire en présence d’eau), qui produit
un magma basaltique plus hydraté que sous les dorsales.
Pour atteindre la surface, ce magma doit cependant traverser toute la
lithosphère de la plaque chevauchante, et parcourt ainsi un plus long
chemin dans une croûte déjà différenciée que le basalte qui s’épanche à
l’axe d’une dorsale océanique. Il évolue alors sous l’influence de deux
phénomènes concomitants: (1) un fractionnement entre les minéraux les
plus réfractaires qui cristallisent dans les chambres magmatiques étagées
et le liquide résiduel qui continue à monter vers la surface. Et comme les
premiers minéraux à se former sont aussi les plus riches en magnésium et
en fer et les plus pauvres en silice, le magma résiduel devient de plus en
plus riche en silice et de moins en moins dense; et (2) une assimilation
partielle de la croûte que ce magma traverse et dont il provoque une fusion
à son contact, ce qui l’enrichit encore en silice. Ce double phénomène est
nommé «assimilation-cristallisation fractionnée». Cette seconde «pompe
à silice» (la fusion hydratée) est, pour toutes ces raisons, plus efficace
que la première (fusion anhydre; § a et b). Le produit final est aussi très
différent. Il s’agit de roches qui peuvent contenir jusqu’à 60% de silice, et
qui construisent peu à peu la croûte continentale (principalement des
granodiorites, entièrement cristallisées en profondeur, et des andésites,
épanchées en surface et partiellement cristallisées).
Dans tous les cas cependant (fusion anhydre donnant de la croûte océanique; fusion hydratée donnant de la croûte continentale), le manteau
situé sous la croûte a subi une fusion partielle. Il a donc perdu une partie de
sa matière par extraction de magma (jusqu’à 25%). On parle alors, à propos
des roches qui le constituent, de péridotites «résiduelles» ( tableau 2.1).
2.2 LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE (fiches 2.1 à 2.4)
La structure de la croûte océanique est connue à la fois par l’auscultation
sismique et par la prise d’échantillons géologiques sur le fond sous-marin
(par dragages, forages, carottages et submersibles) (tableau 2.2).
À cause de la difficulté de prélever des échantillons en mer, les géologues ont d’abord analysé la structure de la croûte océanique seulement par
les méthodes sismiques. Et comme ce qu’ils trouvaient par cette méthode
(tableau 2.2) était assez semblable quel que soit l’océan étudié, l’idée a
longtemps prévalu que la croûte océanique était à peu près la même partout.
Pour traduire les données de la géophysique en données géologiques, ces