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II • Océan et continent
Entre elles, les géophysiciens ont, dans certaines régions, reconnu une
discontinuité de vitesse sismique (c’est la discontinuité de Conrad, du nom du
sismologue qui l’a mise en évidence pour la première fois). Mais en général,
c’est plutôt un gradient de vitesse qui est mesuré au passage entre les deux.
a) La croûte continentale, avons-nous dit (§ 2.1), est principalement le
produit de la fusion hydratée du manteau dans les zones de subduction.
Toutefois de nombreux autres phénomènes ont contribué, au cours de sa
longue histoire géologique, à lui donner la structure et la nature qu’on lui
connaît aujourd’hui:
– les terrains enfouis sont soumis à des températures et à des pressions
croissantes à mesure que la profondeur augmente. Il en résulte des
recristallisations minéralogiques à l’état solide (c’est-à-dire sans fusion
partielle). C’est le métamorphisme (chap. V, § 5.5), qui a généralement
pour effet de réaménager la structure interne des roches dans le sens
d’une plus grande compacité, et donc d’une plus forte densité, du moins
quand le métamorphisme a lieu à pression croissante.
– sur toute son épaisseur, la croûte continentale subit aussi des remobilisations à l’état liquide. Les terrains qui la constituent, bien moins
réfractaires que les péridotites du manteau, entrent en fusion partielle à
des températures de l’ordre de 600 à 700 °C. Il suffit donc d’une élévation locale de température au-delà de ces valeurs pour que ces terrains
commencent à fondre. Cela se produit, par exemple, à l’arrivée d’un
magma issu du manteau, dont la température dépasse généralement
1 000 °C. La décompression des terrains crustaux à température constante peut avoir le même effet. Par exemple, quand la «racine» crustale des chaînes de montagne se résorbe à la suite de l’«effondrement
gravitaire» de la chaîne (chap. V, § 5.4), les terrains qui la constituaient, auparavant échauffés, évoluent à pression décroissante sans se
refroidir. Alors naît aux dépens des terrains crustaux un nouveau
magma de faible densité, très riche en silice (la fusion partielle de la
croûte, comme celle du manteau, donne lieu à une extraction préférentielle de SiO 2 ), qui migre vers le haut et se fige dans la croûte continentale supérieure. C’est ainsi que se forment les granites, qui peuvent
contenir jusqu’à 70% de silice. Mais la partie réfractaire et résiduelle du
terrain crustal d’où le magma a été extrait, en échange, s’appauvrit en
silice tandis que sa densité s’élève. Comme le métamorphisme, les
remobilisations magmatiques expliquent donc en partie le gradient de
densité et de vitesse sismique que l’on observe dans la croûte continentale
depuis la surface jusqu’au Moho.
II • Océan et continent
Entre elles, les géophysiciens ont, dans certaines régions, reconnu une
discontinuité de vitesse sismique (c’est la discontinuité de Conrad, du nom du
sismologue qui l’a mise en évidence pour la première fois). Mais en général,
c’est plutôt un gradient de vitesse qui est mesuré au passage entre les deux.
a) La croûte continentale, avons-nous dit (§ 2.1), est principalement le
produit de la fusion hydratée du manteau dans les zones de subduction.
Toutefois de nombreux autres phénomènes ont contribué, au cours de sa
longue histoire géologique, à lui donner la structure et la nature qu’on lui
connaît aujourd’hui:
– les terrains enfouis sont soumis à des températures et à des pressions
croissantes à mesure que la profondeur augmente. Il en résulte des
recristallisations minéralogiques à l’état solide (c’est-à-dire sans fusion
partielle). C’est le métamorphisme (chap. V, § 5.5), qui a généralement
pour effet de réaménager la structure interne des roches dans le sens
d’une plus grande compacité, et donc d’une plus forte densité, du moins
quand le métamorphisme a lieu à pression croissante.
– sur toute son épaisseur, la croûte continentale subit aussi des remobilisations à l’état liquide. Les terrains qui la constituent, bien moins
réfractaires que les péridotites du manteau, entrent en fusion partielle à
des températures de l’ordre de 600 à 700 °C. Il suffit donc d’une élévation locale de température au-delà de ces valeurs pour que ces terrains
commencent à fondre. Cela se produit, par exemple, à l’arrivée d’un
magma issu du manteau, dont la température dépasse généralement
1 000 °C. La décompression des terrains crustaux à température constante peut avoir le même effet. Par exemple, quand la «racine» crustale des chaînes de montagne se résorbe à la suite de l’«effondrement
gravitaire» de la chaîne (chap. V, § 5.4), les terrains qui la constituaient, auparavant échauffés, évoluent à pression décroissante sans se
refroidir. Alors naît aux dépens des terrains crustaux un nouveau
magma de faible densité, très riche en silice (la fusion partielle de la
croûte, comme celle du manteau, donne lieu à une extraction préférentielle de SiO 2 ), qui migre vers le haut et se fige dans la croûte continentale supérieure. C’est ainsi que se forment les granites, qui peuvent
contenir jusqu’à 70% de silice. Mais la partie réfractaire et résiduelle du
terrain crustal d’où le magma a été extrait, en échange, s’appauvrit en
silice tandis que sa densité s’élève. Comme le métamorphisme, les
remobilisations magmatiques expliquent donc en partie le gradient de
densité et de vitesse sismique que l’on observe dans la croûte continentale
depuis la surface jusqu’au Moho.