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Le basalte est la roche volcanique sombre et lourde qui constitue la majeure partie de la croûte océanique mondiale. Une partie de cette roche entre également en éruption sur terre, mais en première approximation, le basalte est une roche océanique. Par rapport au granit familier des continents, le basalte (« ba-SALT ») est plus foncé, plus dense et à grain plus fin. Il est sombre et dense parce qu’il est plus riche en minéraux lourds sombres contenant du magnésium et du fer (c’est-à-dire plus mafique) et plus pauvre en minéraux contenant du silicium et de l’aluminium. Il est plus fin parce qu’il refroidit rapidement, près ou à la surface de la Terre, et ne contient que de très petits cristaux.
La plupart des basaltes du monde font éruption tranquillement dans les profondeurs de l’océan, le long des dorsales médio-océaniques – les zones d’expansion de la tectonique des plaques. De plus petites quantités entrent en éruption sur les îles volcaniques de l’océan, au-dessus des zones de subduction, et dans d’importantes éruptions occasionnelles ailleurs.
Basalte de Midocean-Ridge
Le basalte est un type de lave que les roches du manteau fabriquent lorsqu’elles commencent à fondre. Si vous considérez le basalte comme le jus du manteau, comme on parle de l’extraction de l’huile des olives, alors le basalte est la première pression de la matière du manteau. La grande différence est que, alors que les olives produisent de l’huile lorsqu’elles sont soumises à la pression, le basalte de la dorsale médio-océanique se forme lorsque la pression sur le manteau est relâchée.
La partie supérieure du manteau est constituée de la roche péridotite, qui est encore plus mafique que le basalte, à tel point qu’on l’appelle ultramafique. Là où les plaques de la Terre se séparent, au niveau des dorsales médio-océaniques, la libération de la pression sur la péridotite la fait fondre. La composition exacte de la masse fondue dépend de nombreux détails, mais en général elle se refroidit et se sépare en deux minéraux : le clinopyroxène et le plagioclase, avec de plus petites quantités d’olivine, d’orthopyroxène et de magnétite. Il est essentiel que l’eau et le dioxyde de carbone présents dans la roche mère se déplacent également dans la masse fondue, ce qui permet de la maintenir en fusion même à des températures plus basses. La péridotite épuisée qui reste est sèche et contient plus d’olivine et d’orthopyroxène.
Comme presque toutes les substances, la roche fondue est moins dense que la roche solide. Une fois formé dans la croûte profonde, le magma de basalte veut s’élever et, au centre de la dorsale médio-océanique, il suinte sur le fond marin, où il se solidifie rapidement dans l’eau glacée sous forme de coussins de lave. Plus bas, le basalte qui n’entre pas en éruption durcit dans des digues, empilées verticalement comme les cartes d’un jeu de cartes. Ces complexes de digues en feuillets constituent la partie médiane de la croûte océanique, et au fond se trouvent de plus grands bassins de magma qui se cristallisent lentement en gabbro de roche plutonique.
Le basalte de la dorsale médio-océanique est une partie si importante de la géochimie de la Terre que les spécialistes l’appellent simplement « MORB ». Cependant, la croûte océanique est constamment recyclée dans le manteau par la tectonique des plaques. C’est pourquoi on voit rarement le MORB, même s’il s’agit de la majorité du basalte du monde. Pour l’étudier, nous devons descendre au fond de l’océan avec des caméras, des échantillonneurs et des submersibles.
Basaltes volcaniques
Le basalte que nous connaissons tous ne provient pas du volcanisme régulier des dorsales médio-océaniques, mais d’une activité éruptive plus vigoureuse qui se développe ailleurs. Ces endroits se répartissent en trois classes : les zones de subduction, les îles océaniques et les grandes provinces ignées, d’immenses champs de lave que l’on appelle plateaux océaniques en mer et les basaltes continentaux inondables sur terre.
Les théoriciens se répartissent en deux camps sur la cause des basaltes des îles océaniques (OIB) et des grandes provinces ignées (LIP), l’un favorisant les panaches ascendants de matériaux provenant des profondeurs du manteau, l’autre les facteurs dynamiques liés aux plaques. Pour l’instant, il est plus simple de dire que les OIB et les LIP ont des roches mères du manteau qui sont plus fertiles que le MORB typique et y laissent des choses.
La subduction ramène le MORB et l’eau dans le manteau. Ces matériaux remontent ensuite, sous forme fondue ou fluide, dans le manteau épuisé au-dessus de la zone de subduction et le fertilisent, activant des magmas frais qui comprennent du basalte. Si les basaltes entrent en éruption dans une zone de fond marin en expansion (un bassin d’arrière-arc), ils créent des laves en coussin et d’autres caractéristiques semblables au MORB. Ces corps de roches crustales peuvent plus tard être conservés sur terre sous forme d’ophiolites. Si les basaltes s’élèvent sous un continent, ils se mélangent le plus souvent à des roches continentales moins mafiques (c’est-à-dire plus felsiques) et produisent différentes sortes de laves allant de l’andésite à la rhyolite. Mais dans des circonstances favorables, les basaltes peuvent coexister avec ces fontes felsiques et entrer en éruption parmi elles, par exemple dans le Grand Bassin de l’ouest des États-Unis.
Où voir le basalte
Les meilleurs endroits pour voir les OIB sont Hawaii et l’Islande, mais presque toutes les îles volcaniques font également l’affaire.
Les meilleurs endroits pour voir les LIP sont le plateau Columbia du nord-ouest des États-Unis, la région du Deccan de l’Inde occidentale et le Karoo d’Afrique du Sud. Les restes disséqués d’une très grande PIL se trouvent également des deux côtés de l’océan Atlantique, si vous savez où chercher.
On trouve des ophiolites dans les grandes chaînes de montagnes du monde entier, mais les plus connues se trouvent à Oman, à Chypre et en Californie.
De petits volcans de basalte sont présents dans les provinces volcaniques du monde entier.
