48
II • Océan et continent
son épaisseur totale est de l’ordre de 7 km. Mais il arrive aussi qu’une
élévation locale de température dans l’asthénosphère provoque un
accroissement de la fusion partielle des péridotites et de la production de
magma basaltique. C’est ce qui se passe au-dessus des «panaches» qui
seront décrits dans le chapitre IV, paragraphe 4.2 (voir aussi la fiche 1.7).
Ce cas a déjà été évoqué (§ 2.1, b): la croûte océanique s’épaissit alors
considérablement (le meilleur exemple est l’Islande où la dorsale est
émergée et où l’épaisseur crustale atteint 20 km).
b) Sous les dorsales «lentes», au contraire, les péridotites ont le temps
de se refroidir au cours de leur migration vers la surface. Plus l’écartement
des plaques est lent, moins la quantité de basaltes produite est abondante
(fig. 2.1 A, cas 1b). Localement, les péridotites parviennent à la surface
du fond marin sans avoir fondu, et donc sans être recouvertes de basalte.
Ces péridotites toutefois, dès que leur température s’abaisse au-dessous
de 400 ˚C environ à quelques kilomètres sous l’axe de la dorsale, réagissant avec l’eau de mer qui s’infiltre le long des failles et s’hydratent. Elles
sont alors transformées en une autre roche moins dense: la serpentinite ,
selon la réaction (réversible):
péridotite + eau
serpentinite + chaleur (dégagée dans l’océan).
En surface la transformation est totale; en profondeur, elle n’est que
partielle. De sorte que la densité des terrains constitués de péridotites plus
ou moins serpentinisées varie du haut vers le bas entre 2,5 à 3,1 (vitesses
sismiques correspondantes: 5 à 7,8 km/s). La structure «sismique»
(tableau 2.2) est donc la même que dans le cas précédent, et cependant
la nature des terrains est complètement différente. Les couches 2 et 3 de
la croûte océanique correspondent simplement à des péridotites plus ou
moins hydratées, qui ont subi une serpentinisation d’autant plus avancée
qu’elles se trouvaient plus près du fond marin. Le Moho en ce cas constitue
la limite entre les péridotites «fraîches» et «serpentinisées» ( cf. fiches 4.4
et 5.15). La profondeur quasiment constante de cette limite, presque
partout située à 7 km sous le fond marin, suggère que c’est jusqu’à ce
niveau que l’eau de mer pouvait circuler et réagir avec les terrains encaissants, au moment de la serpentinisation, ou bien que c’est là que se situait
l’isotherme (400 à 500 °C) au-delà de laquelle la formation de serpentinite devient impossible parce que la température est trop élevée. La
serpentinisation des péridotites joue ainsi, dans la constitution de la
croûte océanique, un rôle d’autant plus grand que la couche superficielle
d’origine magmatique (les gabbros et les basaltes) est plus mince.
II • Océan et continent
son épaisseur totale est de l’ordre de 7 km. Mais il arrive aussi qu’une
élévation locale de température dans l’asthénosphère provoque un
accroissement de la fusion partielle des péridotites et de la production de
magma basaltique. C’est ce qui se passe au-dessus des «panaches» qui
seront décrits dans le chapitre IV, paragraphe 4.2 (voir aussi la fiche 1.7).
Ce cas a déjà été évoqué (§ 2.1, b): la croûte océanique s’épaissit alors
considérablement (le meilleur exemple est l’Islande où la dorsale est
émergée et où l’épaisseur crustale atteint 20 km).
b) Sous les dorsales «lentes», au contraire, les péridotites ont le temps
de se refroidir au cours de leur migration vers la surface. Plus l’écartement
des plaques est lent, moins la quantité de basaltes produite est abondante
(fig. 2.1 A, cas 1b). Localement, les péridotites parviennent à la surface
du fond marin sans avoir fondu, et donc sans être recouvertes de basalte.
Ces péridotites toutefois, dès que leur température s’abaisse au-dessous
de 400 ˚C environ à quelques kilomètres sous l’axe de la dorsale, réagissant avec l’eau de mer qui s’infiltre le long des failles et s’hydratent. Elles
sont alors transformées en une autre roche moins dense: la serpentinite ,
selon la réaction (réversible):
péridotite + eau
serpentinite + chaleur (dégagée dans l’océan).
En surface la transformation est totale; en profondeur, elle n’est que
partielle. De sorte que la densité des terrains constitués de péridotites plus
ou moins serpentinisées varie du haut vers le bas entre 2,5 à 3,1 (vitesses
sismiques correspondantes: 5 à 7,8 km/s). La structure «sismique»
(tableau 2.2) est donc la même que dans le cas précédent, et cependant
la nature des terrains est complètement différente. Les couches 2 et 3 de
la croûte océanique correspondent simplement à des péridotites plus ou
moins hydratées, qui ont subi une serpentinisation d’autant plus avancée
qu’elles se trouvaient plus près du fond marin. Le Moho en ce cas constitue
la limite entre les péridotites «fraîches» et «serpentinisées» ( cf. fiches 4.4
et 5.15). La profondeur quasiment constante de cette limite, presque
partout située à 7 km sous le fond marin, suggère que c’est jusqu’à ce
niveau que l’eau de mer pouvait circuler et réagir avec les terrains encaissants, au moment de la serpentinisation, ou bien que c’est là que se situait
l’isotherme (400 à 500 °C) au-delà de laquelle la formation de serpentinite devient impossible parce que la température est trop élevée. La
serpentinisation des péridotites joue ainsi, dans la constitution de la
croûte océanique, un rôle d’autant plus grand que la couche superficielle
d’origine magmatique (les gabbros et les basaltes) est plus mince.