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II • Océan et continent
mêmes géologues ont été obligés dans un premier temps, faute de disposer
d’échantillons récoltés en mer, de rechercher à terre des lambeaux de lithosphère océanique ancienne pincés dans les zones de suture (chap. V, § 5.3)
entre des plaques entrées en collision (il s’agit des «ophiolites», ainsi
nommées à cause de leur aspect de peau de serpent; du grec ophis , le serpent;
cf. fiches 5.13 à 5.16, à la fin du chap. V). Cette démarche a abouti à la
construction d’un modèle unique de lithosphère océanique, décrit dans la
figure 2.2. Ce modèle reste valide aujourd’hui, mais il n’a plus la valeur
universelle qu’on lui prêtait naguère. Grâce aux progrès techniques qui
ont permis de mieux échantillonner le tréfonds des océans, notamment par
forage, on sait maintenant que la croûte océanique est diverse, tous les
intermédiaires existant entre une croûte créée par le seul phénomène
magmatique (§ a), et une croûte principalement créée par l’hydrothermalisme océanique (§ b).
a) La croûte produite par la fusion anhydre du manteau (§ 2.1, a et b)
est faite de basalte en surface (c’est la couche 2 du tableau 2.2) et de
gabbros plus profondément (c’est la couche 3 du tableau 2.2). Selon le
modèle décrit sur la figure 2.2, les magmas issus du manteau, nous l’avons
dit, se rassemblent dans la chambre magmatique située juste sous l’axe de
la dorsale océanique. Une partie monte vers la surface par des filons verticaux qui s’injectent les uns dans les autres (c’est le «complexe filonien»)
et s’épanche sur le fond marin en donnant naissance à des coulées de lave
et à des volcans sous-marins. Les laves se figent alors au contact de l’eau
T ABLEAU 2.2 C ARACTÉRISATION PAR LA SISMIQUE DES COUCHES
CONSTITUANT LA CROÛTE OCÉANIQUE .
Nature
des roches
N° couche
crustale
Épaisseur
moyenne
(km)
Vitesse sismique
moyenne
(km/s)
Densité
moyenne
Eau de mer
0
5,0
1,5
1,0
Sédiments
1
0,5
2,0
2,1
Basalte
ou serpentinite
2
1,5
5,5
2,6
Gabbro
ou serpentinite
3
5 ,0
7,0
3,0
Péridotite
Manteau
8,1
3,3
Moho