Frédéric Sevelinge

Frédéric Sevelinge
Université de Bourgogne
La croûte océanique
Introduction :
-Définition des termes du sujet :
La croûte océanique correspond à la partie supérieure de la lithosphère océanique. Attention
justement à ne pas confondre lithosphère et croûte, en particulier lorsque vous abordez la
tectonique des plaques.
Et les sédiments ? ; pour moi, ils font partie de la croûte océanique. Et pour la majorité des
auteurs également. Les prismes d’accrétion et autres structures dans lesquelles les sédiments
océaniques sont impliqués ne sont donc pas hors-sujet.
-Problématique : l’idée, c’est que la croûte océanique est quelque chose d’assez inaccessible,
parce que généralement sous plusieurs km d’eau et donc que sa connaissance dépend soit de
méthodes d’investigation indirectes (sismique,…), soit de conditions très particulières
(ophiolites, failles transformantes, etc…)
-Annonce du plan :
Dans un premier temps, nous verrons quels sont les éléments qui permettent de connaître la
structure de la croûte océanique, depuis l’observation directe (ophiolites, banc de Gorringe)
jusqu’aux méthodes physiques.
Nous verrons ensuite comment se forme cette croûte océanique, en soulignant les différents
types de dorsales et la spécificité de la croûte océanique par rapport à la croûte continentale.
Enfin, nous aborderons dans une dernière partie le devenir de cette croûte océanique, à
différentes échelles, depuis les transformations minéralogiques liées à l’hydrothermalisme,
jusqu’à son évolution dans le cadre de la tectonique des plaques.
I) La connaissance de la structure de la croûte océanique : de
l’observation directe aux méthodes physiques :
1) Des morceaux de croûte océanique directement accessibles : les ophiolites :
Le terme ophiolite se rapporte non pas à une roche mais à une association de roches
connues initialement dans les chaînes alpines.
Ces roches vertes ont un aspect de peau de serpent, d’où leur nom. En Grèce, à
Chypre, en Turquie, en Oman, l’épaisseur de ces ensembles ophiolitiques peut dépasser
10km.
La structure générale des ophiolites et leur signification en terme d’ancienne
croûte océanique a fait l’objet d’un accord au niveau international en 1972. On a défini
une séquence ophiolitique type.

Dans ces ophiolites, on définit 4 termes successifs :
De la base vers le sommet :
1-Les péridotites (ou plutôt tectonites péridotitiques) :

Dans les complexes ophiolitiques, elles sont en général serpentinisées, ie qu’elles ont subi,
postérieurement à leur formation, une hydratation à basse température (150 à 400°C) qui
oblitère plus ou moins leurs caractères minéralogiques et structuraux initiaux.
Dans ces péridotites, les harzburgites prédominent très nettement sur les lherzolites
et sur les dunites.
La structure de ces péridotites est orientée, anisotrope ; cette orientation
préférentielle des minéraux marque sur l’échantillon des surfaces de débit préférentiel
(foliation) et des lignes (linéation).
En lame mince, les minéraux primaires sont déformés, disloqués, étirés, aplatis
dans la foliation. La structure de ces roches déformées ou « tectonites » résulte d’une
déformation à chaud, dans des conditions de pression où les olivines et les pyroxènes sont
stables et où la déformation des cristaux est suivie de recristallisations.
2-Les gabbros :
Ils sont situés au dessus des péridotites, dont ils sont séparés par une « zone de
transition » complexe. L’ensemble gabbroïque est lité, rubané dans sa partie inférieure,
massif et isotrope dans sa partie supérieure.

(NB : une roche rubanée est une roche qui présente des alternances de lits de couleur
différente)
Ensemble inférieur : on passe de gabbros magnésiens (gabbros à olivines) à des gabbros
plus riches en Fer (gabbros à clinopyroxènes(CPX) puis à orthopyroxènes(OPX). Les roches
de cet ensemble sont litées et présentent des structures typiques de « cumulats
magmatiques » ; elles résultent de l’accumulation de cristaux jointifs ou « minéraux
cumulus », réunis par des minéraux intersticiels ou « inter-cumulus » ayant cristallisé
ultérieurement. La texture de ces roches présente de fortes analogies avec celle de roches
sédimentaires détritiques, où des particules décantées à partir d’un fluide sont ensuite
cimentées par des minéraux précipités à partir de solutions intersticielles.
Ensemble supérieur : beaucoup plus massif : est constitué de gabbros cristallisés
lentement à partir de magmas (gabbros à gros cristaux), mais on n’y observe plus de litage ; la
structure est souvent hétérogène et même bréchique. (Cf. échantillon en 115)
3-Le complexe filonien
En fait, cette structure fait partie de l’ensemble gabbroïque mais dans cette partie, les
gabbros massifs sont recoupés par des filons basaltiques subverticaux, de quelques mètres
d’épaisseur qui deviennent de plus en plus nombreux vers le haut, allant jusqu’à se recouper
mutuellement.
La bordure de ces filons est faîte de minéraux de taille plus petite que ceux du centre ; ces
« bordures figées » témoignent d’un refroidissement rapide au contact d’un encaissant, à une
température bien inférieure à celle de la venue magmatique.
Ces filons basaltiques sont parfois associés à des filons plus riches en silice, faits surtout
de feldspaths sodiques (albitites ou plagiogranites)
4- Les pillow lavas
Il s’agit de basaltes tholéiitiques(pauvres en alcalins (<0,5% de K2O, 2,5% de Na2O) et
moyennement riches en SiO2 (50%)) , disposés en coulées successives.
Ces coulées présentent en général un aspect en coussins, qui résulte de l’épanchement
basaltique sous-aquatique. La surface supérieure de ces coussins est convexe tandis que la
surface inférieure moule les coussins sous-jacents (très bon critère de polarité). (Cf.
échantillon en 115)
NB : ces pillow lavas présentent une croûte vitreuse d’épaisseur millimétrique (enveloppe
de la lave trempée » au contact de l’eau de mer froide). Les coussins sont réunis par une
matrice de fragments de verre issus de l’émiettement de leur croûte : les « hyaloclastites ».
Cet ensemble magmatique est recouvert directement de roches sédimentaires marines
(radiolarites, calcaires ou pélites)

L’accord de 1972 admet que :
-les ophiolites représentent d’anciennes portions de lithosphère océanique aujourd’hui
incorporées à la croûte continentale dans les chaînes de montagne (Cf. obduction en III)
-les ophiolites fournissent un modèle pétrologique de lithosphère océanique.
Les deux grands types d’ophiolites :
Les ophiolites de type HOT (Harzburgite Ophiolite Type).
Elles se caractérisent par une croûte épaisse et continue et un manteau harzburgitique. Dans ce
cas, la fusion partielle du manteau à l’origine de la croûte océanique est importante. (la
péridotite résiduelle, après fusion partielle, n’est composée que d’olivines et d’OPX).
Dans ce cas, la croûte océanique est épaisse (5 à 10km) et le complexe filonien y est
très développé.
C’est le cas de l’ophiolite d’Oman.