La composition de la croûte océanique est très différente de celle de la croûte continentale. © Vadimsadovski, Adobe Stock
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Quelle est la composition de la croûte océanique ?

Question/RéponseClassé sous :Géologie , tectonique des plaques , croûte océanique
 

La croûte océanique est l'une des deux composantes de l'écorce terrestre. Très différente de la croûte continentale, elle est formée en continu au niveau des dorsales médio-océaniques. Sa composition est cependant très variable.

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Avec la croûte continentale, la croûte océanique représente l'autre grande composante de l'écorce terrestre. Alors que la première caractérise le socle des continents, la seconde tapisse le fond des océans. Malgré le fait qu'elles représentent toutes les deux la partie la plus externe de la lithosphère terrestre, ces deux types de croûte sont cependant très différents, que ce soit du point de vue de leur composition que de leur formation.

Les dorsales, pouponnières de la croûte océanique

Alors que la croissance de la croûte continentale est actuellement relativement faible, la majorité des masses continentales ayant été formées très tôt dans l'histoire de la Terre, la croûte océanique subit un cycle continu de formation-recyclage. Alors que les roches continentales les plus anciennes que l'on peut trouver ont ainsi plus de 4 milliards d'années, la plus vieille croûte océanique n'a aujourd'hui pas plus de 200 millions d'années. Une différence majeure qui souligne la différence de processus auxquels sont soumises les deux composantes de l'écorce terrestre.

La croûte océanique est produite au niveau des dorsales médio-océaniques, longues chaînes de volcans sous-marins qui, comme d'immenses sutures, courent au milieu de tous les océans du globe. Les dorsales représentent des limites de plaques tectoniques divergentes, qui peuvent être considérées comme la pouponnière de la croûte océanique.

Carte des dorsales à la surface du globe. Sont surlignées en jaune les dorsales dites rapides, en vert les dorsales dites lentes. En rouge, les dorsales dites intermédiaires. © USGS (modifié)

Au niveau des dorsales, la lithosphère est extrêmement fine, permettant la remontée de l'asthénosphère, qui désigne la partie normalement profonde et chaude du manteau. Cette remontée asthénosphérique, relativement rapide (quelques centimètres par an) s'accompagne d'une décompression importante, sans perte de chaleur (on parle de décompression adiabatique). Ces conditions de pression-température permettent d'initier la fusion des péridotites, les roches du manteau. Tout le manteau asthénosphérique ne fond cependant pas : seule une fraction de 10 à 20 % devient liquide. Il s'agit du processus de fusion partielle.

Schéma des processus menant à la fusion partielle du manteau supérieur. Le géotherme est en rouge sur les graphes, le solidus en vert. La fusion partielle commence lorsque la température du géotherme excède celle du solidus. © Wikimédia Commons, Ariel Provost

Une croûte océanique composée de roches magmatiques

À partir de ce magma, plusieurs types de roches vont se former. Une partie du magma va cristalliser en profondeur pour former un niveau de gabbros. Ce niveau de gabbros, dont la base se situe à environ 6-7 kilomètres de profondeur, surmonte ainsi les péridotites du manteau qui ont subi la fusion partielle. De ce fait, on parle de manteau « déprimé », dans le sens où il lui manque certains éléments par rapport au manteau asthénosphérique primitif. Ce « nouveau » manteau déprimé issu de l'asthénosphère va venir intégrer la nouvelle lithosphère océanique.

À partir des gabbros en train de cristalliser va s'échapper du liquide magmatique, qui va continuer sa remontée sous forme de filons (ou de dykes). Ces filons vont acheminer du magma jusqu'à l'interface avec l'eau de mer, où la lave émise va immédiatement cristalliser pour former des basaltes. Le contact avec l'eau provoque en effet un refroidissement très rapide, qui va produire des basaltes ayant une forme arrondie. On parle de basaltes en coussins.

La cristallisation du magma à différentes profondeurs va ainsi mener à la formation d'une nouvelle croûte océanique, qui se définit par un niveau de gabbros, surmonté d'un complexe filonien, surmonté lui-même par un niveau de basalte en coussins. L'ensemble de cette nouvelle croûte fait habituellement 6 à 7 kilomètres d'épaisseur. Mais cela est loin d'être une généralité.

Une croûte océanique composée de roches du manteau

L'épaisseur de la croûte océanique peut varier de manière significative, tout comme sa composition. Si ce schéma de composition et d'architecture a été longtemps défini comme « classique », du fait qu'il a été l'un des premiers à être documentés, on sait aujourd'hui qu'il ne s'agit en réalité que d'un cas extrême, que l'on observe lorsque l'apport en magma au niveau de la dorsale est important, ce qui est loin d'être le cas sur toutes les dorsales. On désigne donc actuellement ce type de croûte océanique comme « magmatique », ou riche en magma. Ce type de croûte océanique est produit au niveau de la dorsale est-Pacifique par exemple. Il est généralement admis qu'il est associé à une vitesse d'expansion océanique rapide. Dans le détail, les choses sont cependant plus compliquées, car la vitesse d'écartement des plaques n'est pas le seul paramètre à entrer en jeu dans la production de magma.

Les deux types de croûtes océaniques. À gauche, une croûte océanique magmatique, avec la succession de basaltes en coussin (pillow basaltes), les dykes ou complexe filonien, les gabbros, puis le manteau. À droite, une croûte océanique peu magmatique avec, majoritairement, des roches issues du manteau (péridotites et péridotites serpentinisées) et très peu de composantes magmatiques (basaltes et gabbros). © Plateforme Eduterre de l’ENS Lyon

À l'inverse, l'autre cas extrême est référencé comme « croûte océanique peu magmatique ». On trouve ce type de croûte généralement au niveau des dorsales dites lentes ou ultra-lentes, par exemple la dorsale sud-ouest indienne. Dans ce cas, la fusion partielle du manteau ne produit pas assez de magma pour générer une croûte de nature magmatique comme celle définie plus haut. La croûte est alors composée uniquement d’un niveau de péridotites serpentinisées (roches du manteau altérées par l'eau de mer) surmontant des péridotites fraîches. Le niveau de péridotites serpentinisées ne fait généralement que 3 kilomètres d'épaisseur. Il n'est pas produit par des processus magmatiques, mais tectoniques. On peut néanmoins fréquemment trouver des gabbros mélangés aux péridotites, ainsi que des basaltes en surface. Les quantités de ces deux roches magmatiques sont cependant très variables et c'est toute cette gamme de variabilité qui occupe l'espace entre les deux cas extrêmes.

Une croûte qui vieillit en s’éloignant de l’axe

Dans tous les cas, la nouvelle croûte formée va être poussée loin de l'axe de la dorsale par la mise en place continue de la nouvelle croûte. Au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de l'axe, la croûte océanique va se charger d'une couverture sédimentaire de plus en plus épaisse.

Notre connaissance de la composition de la croûte océanique provient essentiellement de l’étude des ophiolites et des forages réalisés en mer. Aucun forage n'a cependant encore réussi à forer une croûte océanique dans son intégralité.

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