LITHOSPHÈRE

LITHOSPHÈRE

Dès la naissance de la géophysique et de la géodynamique, les continents furent considérés comme un ensemble de masses rigides, le sial (acronyme de si lice et al umine) flottant sur un manteau fluide, le sima (acronyme de si lice et ma gnésium). Ainsi fut introduite en gravimétrie la notion de compensation isostatique des reliefs montagneux par une racine crustale légère s’enfonçant dans le manteau à la façon d’un radeau. En 1915, avec Alfred Wegener, le radeau largue ses amarres; les masses continentales dérivent sur un océan de manteau, se fronçant à leur proue pour créer des chaînes comme celles des Andes et semant à leur poupe des îles détachées au cours du mouvement.

Grâce à l’étude systématique des fonds océaniques, la théorie wégenérienne renaît dans les années 1960 sous la forme de la tectonique des plaques. Comme l’indique son nom, cette nouvelle théorie requiert l’existence de plaques terrestres rigides, formant la lithosphère, qui glissent sur un manteau plastique, l’asthénosphère. Toutefois, la notion de plaque, ou de lithosphère, s’est considérablement enrichie par rapport à celle des radeaux de sial. Retenons déjà que dans sa définition initiale la lithosphère est une entité mécanique, puisqu’elle constitue un milieu rigide qui est opposé à un milieu plus déformable.

1. Définitions et identification de la lithosphère

En elle-même, la théorie de la tectonique des plaques n’apporte pas d’indication sur l’épaisseur des plaques mobiles, et c’est l’élaboration de modèles physiques, mécaniques et thermiques qui permet de préciser la structure en profondeur de la couche rigide entraînée dans les mouvements de dérive. La lithosphère peut être conceptualisée comme une entité mécanique à l’échelle de la tectonique des plaques ou comme une couche limite thermique assurant la transition entre un manteau chaud (1 400 ⁰C vers 100 km de profondeur) et convectif et la surface externe froide du globe, de température moyenne proche de 0 ⁰C; elle peut aussi être identifiée par détermination in situ de propriétés sismiques (vitesses de propagation des ondes, facteur d’atténuation).

La lithosphère mécanique

Identifiée aux plaques, la lithosphère mécanique représente la partie superficielle du globe qui est capable de subir des déplacements horizontaux importants par rapport aux zones profondes – de l’ordre de 100 kilomètres par million d’années – dans un mouvement quasi rigide, avec des taux de déformation 﨎 ^{[cf. DÉFORMATION DES ROCHES]} inférieurs de plus de trois ordres de grandeur à ceux qui affectent la région de découplage située au-dessous, dans l’asthénosphère: moins de 10^-17 s^-1 contre 10^-14 s^-1. Elle apparaît comme un guide pouvant transmettre à distance les contraintes associées à la tectonique des plaques. Cette définition reste formelle sans la connaissance de l’état thermique du milieu, qui influence fortement le comportement mécanique des matériaux terrestres pour les valeurs des contraintes et des taux de déformation habituels dans les phénomènes géodynamiques (respectivement: de 1 à 10 MPa et 10^-15 s^-1).

La lithosphère, couche limite thermique

La couche limite thermique est la région superficielle où les transferts thermiques se font essentiellement par conduction, par opposition à une région plus profonde, l’asthénosphère, où les échanges thermiques se font principalement par convection. Du fait de l’efficacité très supérieure du transfert convectif par rapport au transfert conductif, le gradient thermique vertical est fort dans la lithosphère (quelques dizaines de degrés par kilomètre) et très faible dans l’asthénosphère (moins de un degré par kilomètre). Dans cette approche, la base de la lithosphère est définie, pour un chargement géodynamique et une durée d’observation donnés, comme une surface isotherme correspondant à la température permettant de relâcher les contraintes par fluage, avec un temps caractéristique inférieur à la durée d’observation; pour les déplacements des plaques, une valeur d’environ 1 100 ⁰C est généralement retenue. Les modèles d’évolution thermique de la lithosphère océanique montrent un approfondissement de la base de celle-ci au cours de son vieillissement (cf. chap. 3). Cette limite est relativement tranchée car la loi rhéologique dans le manteau montre que la vitesse de déformation dépend de façon exponentielle de la température. Ainsi, pour une chute de 100 ⁰C de la température, la vitesse de déformation diminue d’environ deux ordres de grandeur (fig. 1).

En fait, les définitions mécanique et thermique de la lithosphère sont intimement liées puisque les mécanismes microscopiques (glissements et montées de dislocations) à l’origine du fluage ductile susceptible d’accommoder des déformations importantes sont thermiquement activés et que la température croît régulièrement avec la profondeur dans la première centaine de kilomètres. Dans les régions très superficielles, les températures sont éloignées des températures de fusion des matériaux, les vitesses de déformation ductile pour un état de contraintes fixé de quelques dizaines de mégapascals sont négligeables et le matériel apparaît élastique; en revanche, à plus grande profondeur, les températures s’approchent de celles de la fusion des matériaux et, pour le même état de contraintes, les vitesses de déformation ductile deviennent suffisantes pour le relâcher en un temps fini à l’échelle de l’observation.

L’épaisseur de la lithosphère est donc directement dépendante du géotherme (profil de température en fonction de la profondeur). Celui-ci est régionalement estimé à partir des valeurs mesurées du flux de chaleur en surface (variant de 40 mW. m^-2 pour les boucliers précambriens, à plus de 120 mW. m^-2 dans certains domaines océaniques), et de la répartition en profondeur des éléments radiogéniques (uranium, thorium, potassium); ces éléments sont à l’origine d’une production de chaleur variable et mal connue, dont l’influence est primordiale sur le profil de température en profondeur, au moins en domaine continental. Enfin, la figure 1 montre que, pour des contraintes plus élevées que celles qui sont associées au déplacement des plaques, la température critique est plus basse: pour 100 mégapascals, elle serait seulement de 700 ⁰C; dans ce cas, l’épaisseur de la lithosphère est plus faible.

La lithosphère sismique

L’étude de la transmission des ondes de volume et des ondes de surface dans le milieu terrestre permet de connaître les valeurs en profondeur de l’atténuation et des vitesses V^S de propagation des ondes S (ou ondes de cisaillement; cf. SÉISMES ET SISMOLOGIE). Ces grandeurs sont très influencées par une augmentation de la température, qui facilite une relaxation plastique des sollicitations élastiques et qui, si elle conduit à un début de fusion partielle, se traduit par une diminution de la vitesse de propagation et une augmentation notable de l’atténuation.

En domaine océanique, l’existence d’une couche à faible vitesse et forte atténuation est presque partout établie; la profondeur du toit de cette couche à faible vitesse, dénommée L.V.Z. (sigle de Low-Velocity Zone ), augmente avec l’âge selon une loi en racine carrée, et correspond approximativement à l’isotherme 1 100 ⁰C des modèles thermiques. En domaine continental, la situation est moins claire: sous les boucliers, la L.V.Z. n’existe pas et la vitesse reste constante jusqu’à une profondeur de 400 kilomètres. Dans les régions stables depuis quelques centaines de millions d’années (croûte hercynienne, par exemple), une L.V.Z. a été parfois identifiée entre 100 et 130 kilomètres de profondeur environ, alors que dans certaines régions tectoniquement actives une L.V.Z. peut apparaître directement sous la croûte (fig. 2). Des études globales (modèle de Terre à symétrie sphérique) montrent que la meilleure adéquation aux données des vibrations propres de la Terre et des ondes de surface est obtenue avec une couche à forte atténuation située entre 80 et 150 kilomètres de profondeur. La L.V.Z. et la zone à forte atténuation peuvent être expliquées par une relaxation plastique sur les défauts cristallins, par une fusion partielle ou par une anisotropie (cf. chap. 2). Il y a un accord général pour identifier, en domaine océanique, la lithosphère à la région située au-dessus de la L.V.Z., considérée comme une zone de découplage asthénosphérique. En domaine continental, l’absence fréquente de la L.V.Z. ne doit pas être considérée comme preuve de l’absence de l’asthénosphère: du fait de l’activation thermique des lois de fluage des matériaux du manteau, la chute importante de viscosité débute bien avant la fusion partielle.

La lithosphère élastique

Sous une charge pondérale localisée et importante (île volcanique, par exemple), mise en place de façon rapide à l’échelle des temps géologiques, puis maintenue, le plancher océanique fléchit et les effets topographiques associés sont observables à grande distance (quelques centaines de kilomètres). Ce phénomène est décrit de façon très satisfaisante par un modèle de flexion d’une plaque mince élastique reposant sur un fluide parfait (fig. 3 a). La réponse d’un tel modèle est décrite par un paramètre, la rigidité flexurale D: D = Eh ³/12(1 漣 益²), où E, 益 et h sont le module de Young, le coefficient de Poisson et l’épaisseur de la plaque, respectivement. Les valeurs de D, déduites des observations, sont converties en épaisseur élastique équivalente H^e après le choix des valeurs de E et de 益. La variété des situations géologiques est suffisante pour suivre H^e en fonction de la durée du chargement et surtout de l’âge de la région chargée: H^e diminue rapidement au cours du premier million d’années qui suit le chargement, puis se stabilise à une valeur qui est une fonction en racine carrée de l’âge de la lithosphère sous-jacente lors du chargement (fig. 3 b). Il existe donc une couche superficielle capable de supporter de manière permanente des contraintes élastiques de l’ordre de 100 mégapascals. Son épaisseur varie de quelques kilomètres pour une lithosphère jeune (moins de 20 millions d’années) à une quarantaine de kilomètres pour une lithosphère de 180 millions d’années. La base de cette couche élastique serait une surface isotherme (450 梁 150 ⁰C). La flexion des plaques dans les zones de subduction (bombement avant-arc; cf. FOSSES OCÉANIQUES, SUBDUCTION) fournit un moyen équivalent d’évaluer le paramètre D. La même approche appliquée aux domaines continentaux pour la réponse aux charges topographiques (cas des bassins molassiques d’avant-chaîne) conduit à des résultats plus confus: les déterminations d’épaisseur élastique varient entre une vingtaine de kilomètres (Basin and Range de l’ouest des États-Unis) et une cinquantaine de kilomètres, le niveau fluide sous-jacent étant parfois situé dans la croûte elle-même.

Cette lithosphère élastique constitue la partie superficielle de la lithosphère définie plus haut (épaisseur de deux à trois fois plus faible, limite inférieure vers l’isotherme 450 ⁰C et non 1 100 ⁰C). L’activation thermique du fluage entre 450 ⁰C et 1 100 ⁰C est assez faible pour que les niveaux correspondants soient entraînés solidairement des parties supérieures dans les mouvements horizontaux des plaques. En revanche, pour une contrainte de l’ordre de 100 mégapascals maintenue pendant quelques millions d’années, le fluage dans la couche entre les isothermes 450 ⁰C et 1 100 ⁰C est suffisant pour y relâcher les contraintes, si bien que la couche élastique commence au-dessus. Il s’agit d’une illustration de la dépendance en 靖 de l’épaisseur lithosphérique.

2. Propriétés de la lithosphère Composition de la lithosphère

Les lithosphères continentale et océanique possèdent évidemment des croûtes différentes, tant en composition (basaltique pour la croûte océanique et granodioritique pour la croûte continentale) qu’en épaisseur (6 km pour la première et 30 km pour la seconde). Que savons-nous du manteau sous-jacent à chacune de ces croûtes?

Cette question est examinée plus en détail ci-dessous, mais on peut tenter d’apporter ici une réponse générale. Le manteau lithosphérique océanique est le résidu de la fusion partielle affectant l’asthénosphère qui monte sous la dorsale océanique. Nous verrons que, pour les dorsales océaniques à vitesses d’expansion moyennes et rapides, le caractère des 10 à 15 premiers kilomètres de manteau est fortement résiduel et réfractaire, les péridotites étant des dunites et des harzburgites, comme le montre l’étude des ophiolites (fig 6 a et cf. OPHIOLITES). Pour les dorsales «lentes» et les rifts océaniques, les péridotites correspondantes seraient des lherzolites feldspathiques relativement résiduelles (fig. 6 b). À plus grande profondeur, on prévoit la présence de lherzolites à spinelles de plus en plus fertiles (c’est-à-dire sources potentielles de basaltes) vers le bas jusqu’aux lherzolites à grenat dont l’apparition coïncide à peu près avec le début de la fusion sèche du manteau.

Le manteau lithosphérique sous-continental est connu par des xénolites remontés par les basaltes, ainsi que par des affleurements dans des régions privilégiées très tectonisées, comme la zone alpine d’Ivrée, en Italie ^{[cf. ALPES]}, où la croûte profonde et le manteau supérieur sont exposés. À en juger par ces données, le manteau lithosphérique superficiel serait constitué de lherzolites à spinelles fertiles. Les données des xénolites de péridotites contenus dans les kimberlites permettent d’envisager l’existence de lherzolites à grenat plus en profondeur, ainsi que celle de harzburgites plus ou moins fertiles. L’étude de ces divers xénolites ainsi que la modélisation géochimique de la source des basaltes et des kimberlites suggèrent que la lithosphère continentale, dont l’âge peut être considérable, a pu être à plusieurs reprises contaminée, métasomatisée par des fluides ou des magmas enrichis en certains éléments.

Fusion partielle, échauffement plastique

La lithosphère thermomécanique a été caractérisée par un gradient thermique conductif élevé et l’asthénosphère par un gradient adiabatique plus faible de deux ordres de grandeur. Si la limite lithosphère-asthénosphère était tranchée, les profils thermiques en profondeur auraient l’allure des courbes a-b ou a-c de la figure 4. En réalité, la transition lithosphère-asthénosphère est douce; par conséquent, le raccord entre les deux gradients est progressif (fig. 4, courbe d). En raison de la convection et du brassage correspondant, la température dans l’asthénosphère est relativement homogène. La différence entre les profils a-b et a-c de la figure 4 provient de la profondeur à laquelle s’effectue le raccord lithosphère-asthénosphère, par conséquent, de l’épaisseur de la lithosphère; celle-ci est fonction de l’âge (cf. chap. 3), de sorte que la lithosphère océanique d’âge compris entre 0 et 200 millions d’années aura toujours des gradients plus raides que la lithosphère continentale, plus ancienne (courbe d).

Portons sur la figure 4 la courbe e du solidus sec des péridotites du manteau, c’est-à-dire la courbe qui, pour une profondeur donnée, détermine à quelle température une péridotite anhydre commence à fondre, libérant des gouttes d’un liquide basaltique. On constate que cette courbe peut recouper le profil représentatif de la lithosphère océanique (courbe a), induisant la fusion partielle à la base de cette lithosphère. Ce n’est pas le cas pour la lithosphère continentale, dont la température demeure toujours trop faible. L’ampleur de la fusion, qui est proportionnelle au dépassement du solidus, sera maximale dans la lithosphère d’âge zéro, c’est-à-dire sous une dorsale océanique, où elle peut dépasser un taux de 20 p. 100. C’est l’extraction de ce basalte qui est responsable de la création de la croûte océanique basaltique (cf. Naissance de la lithosphère océanique ). On ne sait pas très bien jusqu’à quel âge la partie profonde de la lithosphère est susceptible de piéger une fraction de basalte fondu. Cette question est encore compliquée par le fait que le manteau contient des fluides, en particulier de l’eau qui réduit la température de fusion (fig. 4, courbe f). La fraction de liquide ainsi produite est certes modeste car la fraction d’eau dans le manteau est bien inférieure en moyenne à 1 p. 100. La répartition des fluides dans le manteau est mal connue, mais on sait qu’il existe des enrichissements locaux susceptibles de libérer des magmas comme ceux des kimberlites.

La présence de fusion partielle à la base de la lithosphère peut expliquer l’existence de la couche à faible vitesse et forte atténuation (cf. supra , La lithosphère sismique ). On a aussi cherché d’autres causes, en particulier la dissipation thermique induite par la déformation plastique (L. Fleitout & C. Froidevaux, 1980). Cette dissipation est égale au produit du taux de déformation 﨎 par la contrainte 靖. Si la base de la lithosphère est une zone de cisaillement très active, on conçoit que la dissipation puisse élever sa température. On peut même envisager un scénario catastrophique si le système fonctionne à contrainte constante, car l’élévation de température accélère rapidement 﨎 en raison de sa dépendance exponentielle en température, ce qui, par le biais de la dissipation, contribue à élever à son tour la température... Il semble plutôt que la condition extérieure imposée soit un déplacement à vitesse constante de la lithosphère par rapport à l’asthénosphère, de sorte qu’un échauffement plastique initial est compensé par une baisse de la contrainte afin de conserver 﨎 inchangé. La dissipation dépendant de 靖, on conclut que l’échauffement trouve rapidement des limites. Si cette explication semble un peu «courte» pour rendre compte des propriétés de la L.V.Z., elle pourrait expliquer l’écart à la loi en t (où t est l’âge de la lithosphère) concernant l’épaississement de la lithosphère, qui est constaté au-delà d’un âge de 60 millions d’années (fig. 8).

Structuration rhéologique et comportement mécanique

Les résultats de l’expérimentation en laboratoire sur le fluage des minéraux et des roches représentatifs de la croûte et du manteau supérieur, obtenus pour des vitesses de déformation élevées (supérieures à 10^-8 s^-1) à haute température, sont utilisés pour proposer, par extrapolation, des lois représentant le comportement mécanique de ces matériaux (quartz, olivine, plagioclase, etc.) aux valeurs de contraintes (de 10 à 100 MPa) et de températures (de 0,3 à 0,8 fois la température de fusion) correspondant à la lithosphère en cours de déformation géodynamique. Ces lois sont des lois en puissance de la forme:

(où 﨎, 靖, E, R et T sont respectivement la vitesse de déformation, la contrainte, une énergie d’activation, la constante universelle des gaz parfaits et la température absolue), caractéristiques du fluage non linéaire par migration de dislocations. La contrainte associée à une déformation donnée dépend ainsi à la fois de la vitesse de déformation et de la température. Pour les parties plus froides et/ou à pression plus faible (partie de la croûte proche de la surface, partie haute du manteau), le mécanisme de déformation dominant serait le glissement le long de failles, dont la loi de comportement ne dépend que de la pression ^{[cf. DÉFORMATION DES ROCHES]}.

Ces idées sur la rhéologie (c’est-à-dire sur le comportement mécanique) des matériaux conduisent à envisager une structure rhéologique litée pour la lithosphère, en raison de sa structuration chimique (croûte-manteau) et des gradients thermiques verticaux. Les effets de la composition, de l’état thermique et de la vitesse de déformation sur le comportement mécanique de la lithosphère sont clairement mis en évidence par l’intermédiaire de l’«enveloppe des contraintes» (fig. 5), courbe qui donne, en fonction de la profondeur, la valeur maximale que peut atteindre la contrainte 靖 dans la lithosphère, pour un profil thermique et une vitesse de déformation fixés. Comme la loi de comportement fragile est indépendante du géotherme et de la vitesse de déformation, plus le gradient géothermique est fort et/ou plus les vitesses de déformation sont faibles, moins le domaine où la déformation est assurée par le mécanisme fragile (donc le domaine sismogénique) est important et inversement, ce qui est confirmé par l’observation.

La lithosphère océanique et la lithosphère continentale ont des comportements mécaniques différents, en relation avec leur nature, leur épaisseur et leur taux de production de chaleur. Par ailleurs, la lithosphère continentale, du fait de son histoire ancienne et complexe, est beaucoup plus hétérogène chimiquement et thermiquement que la lithosphère océanique (cf. chap. 3). Le comportement mécanique de la lithosphère continentale est sensible à son hétérogénéité. Ainsi, pour une composition continentale type, une élévation de la température en profondeur – de l’ordre de 200 ⁰C à 40 kilomètres de profondeur – permet, avec les mêmes contraintes appliquées, de déformer dix fois plus vite la lithosphère, donc de localiser très fortement un phénomène tectonique. Cela explique la localisation, souvent suivant les mêmes lignes de faiblesse, des orogènes et des rifts. D’autre part, l’effet de la présence de minéraux différents à diverses profondeurs sur la rhéologie du milieu permet l’apparition de couches plus ductiles intercalées entre des couches moins ductiles, voire fragiles, apportant ainsi une explication physique à l’existence des grands niveaux de découplage vus par les tectoniciens et les sismologues à l’échelle de la lithosphère dans les orogènes.

Anisotropie sismique

La lithosphère océanique est créée au niveau des dorsales océaniques lorsque l’asthénosphère, en mouvement sous celles-ci, se fige ^{[cf. DORSALES OCÉANIQUES]}. Elle enregistre donc la structure de l’écoulement plastique de l’asthénosphère (fig. 7 a et b). Or cet écoulement a pour effet d’engendrer des orientations préférentielles du réseau cristallin dans les minéraux constitutifs des péridotites de l’asthénosphère, principalement l’olivine et le pyroxène (A. Nicolas & N. Christensen, 1987). L’axe cristallographique [100] de l’olivine s’aligne suivant la direction du flux plastique et les plans (010) et (0kl) suivant le plan du flux (cf. CRISTAUX – Cristallographie). Il s’avère que la propagation des ondes est environ 10 p. 100 plus rapide suivant la direction [100] que suivant la direction [010]. La forte orientation préférentielle induite par l’écoulement plastique de l’asthénosphère au voisinage de la dorsale océanique, puis figée dans la lithosphère à plus grande distance, s’exprime donc par une anisotropie des vitesses sismiques de quelques pour-cent, telle que la vitesse sismique la plus rapide coïncide avec la direction de l’écoulement fossile.

L’étude de l’anisotropie sismique en milieu océanique, en particulier au voisinage de la dorsale est-pacifique, a montré que la vitesse azimutale la plus importante coïncidait avec la direction de l’expansion (R. W. Raitt et al., 1971), indiquant ainsi que le manteau sous-jacent a flué dans cette direction, conformément au modèle de la figure 7 a. On peut aussi envisager que la diminution de vitesse sismique caractérisant la L.V.Z. (cf. chap. 1) puisse être localement expliquée par une stratification de couches dans le manteau qui auraient flué dans des directions différentes.

En domaine continental, une anisotropie sismique du manteau supérieur a été localement détectée dans certaines régions d’Europe occidentale et centrale, de l’ouest des États-Unis, de l’ex-U.R.S.S. et de l’Australie. Ainsi a-t-on mis en évidence, sous le fossé rhénan et les régions avoisinantes, une anisotropie marquée, telle que la vitesse rapide soit de direction nord-nord-est, c’est-à-dire parallèle au fossé. On est tenté d’interpréter cette observation par la canalisation du flux asthénosphérique ascendant cette fois parallèlement à la déchirure lithosphérique dont le fossé serait la trace superficielle, suivant le modèle de la figure 7 b, inspiré d’études sur les ophiolites et proposé pour le cas des rifts continentaux ou océaniques.

3. Lithosphère océanique

La lithosphère océanique prend naissance au niveau des dorsales, s’épaissit par vieillissement en s’éloignant de celles-ci avant de se consumer dans les zones de subduction. C’est ce cycle, répété depuis au moins le Protérozoïque, que nous allons maintenant suivre.

Naissance de la lithosphère océanique

L’expansion qui se produit le long des diverses dorsales océaniques et des rifts est due à une montée sous-jacente de manteau chaud, asthénosphérique, qui fond partiellement par décompression adiabatique pour produire du basalte (fig. 4). La cristallisation de ce basalte produit la croûte océanique tandis que le manteau se refroidit en s’écartant de l’axe de sa montée. La lithosphère océanique est constituée par cette croûte et son support de manteau rendu rigide par refroidissement. Elle est connue grâce aux observations du fond océanique et aux dragages et carottages d’échantillons, ainsi que par diverses mesures géophysiques et leur modélisation. Cette connaissance est aussi complétée par l’étude des ophiolites, fragments de lithosphère océanique charriés sur les marges continentales ^{[cf. OPHIOLITES]}.

Les disparités morphologiques saisissantes entre rifts, dorsales océaniques à vitesse d’expansion lente et dorsales océaniques à vitesse d’expansion rapide ^{[cf. DORSALES OCÉANIQUES]} reflètent des différences dans les modalités de création et la nature de la nouvelle lithosphère, différences dont la vitesse d’expansion semble principalement responsable. On admet que la vitesse de montée du manteau sous la dorsale est du même ordre de grandeur que la vitesse à laquelle la nouvelle croûte s’écarte de l’axe (vitesse d’expansion). Dans le cas d’un rift à vitesse d’expansion lente (0,5 cm/an environ), la vitesse de montée peut tomber sous un seuil critique. Le système cesse d’être adiabatique à une profondeur de 30 à 40 kilomètres. La fusion partielle cesse alors rapidement car le géotherme conductif a une pente plus importante que le solidus de la péridotite (fig. 4). Ainsi, la fraction de manteau partiellement fondu, donc de basalte disponible, sera modeste. Elle sera, au contraire, maximale si le manteau monte de façon adiabatique jusqu’au niveau de la croûte sous la dorsale, comme dans le cas d’une dorsale «rapide». Après extraction du basalte, le manteau correspondant sera encore relativement fertile dans le cas d’un rift et particulièrement résiduel dans le cas d’une dorsale «rapide». Une autre conséquence de la vitesse d’expansion concerne la pente des isothermes sous le centre d’expansion. La définition thermomécanique de la lithosphère (cf. chap. 1) implique que dans un système comme celui-ci, où les contraintes varient peu en magnitude, la limite lithosphère-asthénosphère suit une isotherme. La pente de cette isotherme sera d’autant plus forte que la vitesse d’expansion sera faible.

Ainsi peut-on opposer les dorsales «rapides» et «moyennes» (demi-vitesse d’expansion supérieure à 2 cm/an) aux dorsales «lentes» et aux rifts. Dans le premier cas, l’asthénosphère monte jusqu’à la croûte (fig. 4, courbe a-c) et même au-delà, car il peut exister une chambre magmatique permanente sous la dorsale, à partir d’une profondeur de 3 kilomètres; le comportement mécanique de cette chambre s’apparente davantage à l’asthénosphère qu’à la lithosphère, de sorte que l’épaisseur de cette dernière est alors limitée, au niveau de l’axe de la dorsale, à 2 ou 3 kilomètres, profondeur du toit de cette chambre. Les isothermes sont très plates et la lithosphère s’accrète tangentiellement à celles-ci lors du flux centrifuge de l’asthénosphère. Sous la dorsale elle-même, il semble que l’asthénosphère monte grâce à une succession de petits diapirs (K. Crane, 1985) qui seraient responsables de la segmentation en surface des dorsales par des failles transformantes et des dédoublements de dorsales (Overlapping Spreading Centers, ou O.S.C., des auteurs américains; cf. DORSALES OCÉANIQUES). L’importance de la fraction fondue dans le manteau explique l’épaisseur de 6 kilomètres en moyenne de la croûte.

Sous les dorsales «lentes» et les rifts, il semble que, en raison de la pente forte des isothermes au voisinage de l’axe d’expansion, l’accrétion de la lithosphère se fasse par l’insertion axiale d’un coin d’asthénosphère qui se refroidirait latéralement. Ainsi les deux modèles d’accrétion de la lithosphère océanique envisagés depuis le début de la théorie des plaques seraient réalisés: celui d’une large remontée d’asthénosphère avec rotation des lignes de flux jusqu’à l’horizontale – modèle retenu pour les dorsales «moyennes» et «rapides» – et celui d’un coin étroit d’asthénosphère repoussant latéralement les intrusions antérieures – modèle retenu pour les rifts et les dorsales «lentes». Dans ce dernier cas, l’intrusion d’asthénosphère pourrait être plus ou moins continue, peut-être même cyclique avec une alternance de périodes d’alimentation magmatique et de périodes d’étirement tectonique. Pendant une période magmatique, une chambre magmatique pourrait se créer qui se figerait ensuite lors d’une période d’activité moindre. La croûte basaltique pourrait être plus mince que dans le cas des dorsales «rapides» en raison de l’arrêt de l’extraction de magma à une profondeur de l’ordre de 15 à 20 kilomètres (fig. 4, courbe a-b). L’épaisseur apparemment normale de la croûte océanique définie par l’analyse sismique serait due au fait que l’eau de mer pénètre jusqu’à environ 6 kilomètres de profondeur; elle peut donc serpentiniser des péridotites plus superficielles, leur conférant des vitesses «crustales». La croûte déjà amincie pourrait localement se disloquer et permettre une dénudation du manteau sous-jacent à l’occasion d’une période d’étirement tectonique, comme l’indique l’abondante moisson de péridotites serpentinisées dans de tels environnements océaniques.

Le modèle ophiolitique

L’étude comparée des ophiolites et des péridotites de divers environnements illustre et précise cette analyse générale ^{[cf. OPHIOLITES]}. La diversité des environnements océaniques envisagée plus haut se reflète dans celle des ophiolites. Ainsi peut-on opposer deux types d’ophiolite: le sous-type le plus commun, à croûte épaisse et section mantellique harzburgitique (fig. 6 a) et le sous-type à croûte mince et manteau de lherzolites à plagioclase (fig. 6 b). Le premier sous-type correspond aux dorsales océaniques à vitesses d’expansion moyenne et rapide, le second, aux dorsales «lentes» et aux rifts. Ainsi l’épaisseur de la croûte, surtout due à l’existence d’une chambre magmatique permanente, et la nature très résiduelle (harzburgitique) du manteau sont-elles l’expression, dans le premier cas, d’une fusion du manteau très poussée, poursuivie jusque sous le moho (fig. 4, courbe a-c), tandis que l’épaisseur moindre de la croûte, avec ou sans chambre magmatique, et la nature moins résiduelle (lherzolites à plagioclase) du manteau expriment-elles, dans le second cas, une fusion moindre, mise en relation avec l’arrêt de la fusion à plus grande profondeur (fig. 4, courbe a-b).

La cartographie des structures d’écoulement plastique de haute température dans les péridotites de massifs ophiolitiques permet de reconstituer le flux de l’asthénosphère sous le centre d’expansion océanique d’origine. On en déduit les trajectoires de la figure 7, qui illustrent le modèle de rotation de 90⁰ du flux d’asthénosphère pour les ophiolites du sous-type à harzburgites et le modèle de l’intrusion d’un coin d’asthénosphère pour les ophiolites du sous-type à lherzolites. C’est à partir de cette cartographie que fut initialement pressenti le caractère diapirique de la montée de l’asthénosphère sous les dorsales océaniques. Grâce aux affleurements exceptionnels des ophiolites d’Oman, plusieurs diapirs de manteau ont été identifiés et leur espacement le long de l’axe de la dorsale estimé à environ 50 kilomètres, ce qui correspond à la segmentation moyenne des dorsales à vitesse d’expansion rapide.

Vieillissement de la lithosphère océanique

Considérée comme une enveloppe superficielle où la chaleur interne est évacuée par conduction, la lithosphère océanique est soumise à la loi de la diffusion thermique: e = t D, où e , t et D sont respectivement l’épaisseur, l’âge et le coefficient de diffusion thermique de la lithosphère; son épaisseur en s’éloignant de la dorsale est donc régie par une loi en t . On peut le vérifier en constatant que deux propriétés liées à l’épaisseur de la lithosphère – le flux thermique et la profondeur des océans – varient respectivement en 1/t et en t (fig. 8).

L’examen plus attentif de la figure 8 montre toutefois que les données s’écartent de la courbe théorique en t pour l’âge zéro et au-delà de 60 millions d’années. L’anomalie négative d’âge zéro, bien visible pour le flux thermique, provient du fait que l’hydrothermalisme au voisinage des dorsales océaniques implique un transfert de chaleur par convection, dont l’efficacité est très supérieure à la conduction. En revanche, on comprend moins bien l’excès de flux à partir de 60 millions d’années et l’approfondissement moins rapide du fond océanique qui tend vers 6 400 mètres pour les âges les plus grands tandis que l’épaisseur de la lithosphère ne dépasse guère 125 kilomètres. Une source nouvelle de chaleur semble nécessaire, qui peut être l’échauffement dû au frottement de la lithosphère sur l’asthénosphère (cf. chap. 2), un transfert thermique accéléré par une convection à petite échelle ou encore une contribution radioactive.

Nous avons défini au sein de la lithosphère une partie supérieure dont la réponse mécanique est essentiellement élastique. Étant limitée vers le bas par une isotherme encore mal connue (de 400 à 600 ⁰C), cette lithosphère élastique s’épaissit aussi suivant la loi en t (fig. 3 b). Cela a pu être vérifié en analysant, d’une part, la réponse topographique du fond de l’océan à la charge créée par des îles volcaniques et guyots d’âge variable, d’autre part, les anomalies du géoïde au voisinage de ces îles, anomalies qui reflètent la capacité de la lithosphère à supporter élastiquement une charge ^{[cf. GRAVIMÉTRIE]}.

Subduction de la lithosphère océanique

Du point de vue de la dynamique des plaques, l’âge de 30 millions d’années présente pour la lithosphère océanique un intérêt particulier. La flottabilité sur l’asthénosphère se mesure en considérant ses deux composantes: la croûte océanique moins dense que l’asthénosphère et la partie mantellique de la lithosphère, plus froide et, par conséquent, plus dense que l’asthénosphère. Il s’avère que l’âge de 30 millions d’années correspond à l’équilibre lithosphère/asthénosphère: pour un âge inférieur, la lithosphère océanique flotte, tandis que pour un âge supérieur elle tend à s’enfouir, et cela d’autant plus qu’elle est plus vieille. Ainsi peut-on expliquer qu’il n’existe pas sur Terre de lithosphère océanique plus ancienne que 180 millions d’années. On relie par ailleurs ce concept aux différents types de subduction: la subduction forcée d’une lithosphère jeune, comme celle qui s’enfile actuellement sous la cordillère des Andes (cf. chaîne ANDINE, SUBDUCTION), et la subduction spontanée qui résulte de la rupture et de la chute dans l’asthénosphère d’une lithosphère trop lourde pour être portée davantage; ce second cas est illustré par les subductions de l’Ouest-Pacifique (cf. SUBDUCTION, océan PACIFIQUE, ARCS INSULAIRES).

L’écaillage intra-océanique et l’obduction des ophiolites sur une marge continentale constituent des phénomènes encore mystérieux, car on n’en connaît pas d’exemple actuel. L’empreinte, dans la semelle des ophiolites, des déformations et du métamorphisme liés à l’écaillage océanique montre que ce phénomène, à l’origine de la mise en place de la majorité des ophiolites, s’est produit dans une lithosphère très jeune: une lithosphère d’âge nul si l’écaillage s’est produit directement au niveau de la dorsale par détachement à la limite lithosphère-asthénosphère; une lithosphère dont l’âge ne devrait pas excéder 10 millions d’années – pour rendre compte de l’épaisseur du manteau engagé dans le charriage – si l’écaillage s’est produit en avant d’une zone de subduction par détachement à la limite lithosphère élastique-lithosphère plastique (fig. 9). Ces situations correspondent à une subduction forcée, comme le montrent le caractère très plat du charriage et le niveau de contrainte élevé (de 100 à 200 MPa) enregistré dans les ophiolites déformées. L’écaillage en avant d’une zone de subduction transfère les écailles successives dans le soubassement de l’arc insulaire, tandis que le charriage le long d’une dorsale contribue à un redoublement lithosphérique dont l’expression actuelle peut être cherchée dans certains plateaux océaniques comme ceux que l’on connaît dans le Pacifique (plateau de Manihiki). Dans les deux cas, l’obduction sur une marge intervient lorsque cette marge s’engage dans la subduction.

La lithosphère océanique engloutie dans les zones de subduction est soumise à des contraintes élevées, en particulier à cause des efforts de gauchissement puis de dégauchissement induits par la géométrie du système. Il en résulte des ruptures s’exprimant par des séismes. Leur localisation définit les plans de Wadati-Benioff dont on se sert pour cartographier les zones de subduction (cf. FOSSES OCÉANIQUES, SUBDUCTION). Par ailleurs, la lithosphère se réchauffe au contact du manteau environnant. La partie crustale subit une fusion hydratée dont la source n’excède pas 100 kilomètres de profondeur et qui est à l’origine du volcanisme d’arc insulaire (cf. ARCS INSULAIRES, VOLCANISME ET VOLCANOLOGIE). L’ensemble poursuit sa descente au moins jusqu’à 700 kilomètres, profondeur maximale des séismes, et s’intègre progressivement par réchauffement à l’asthénosphère encaissante. Compte tenu de la lenteur des échanges thermiques par conduction, il faut environ 100 millions d’années pour résorber complètement une lithosphère. Si la vitesse de subduction excède 0,7 cm/an (soit 700 km par 100 millions d’années), ce qui est le cas habituel, la lithosphère n’est pas résorbée à 700 kilomètres et tend au contraire à s’accumuler en profondeur. La mise en évidence par tomographie sismique (D. L. Anderson & A. M. Dziewonski, 1984) de zones anormalement froides dans le manteau est attribuée à cette cause et constituerait un enregistrement des subductions anciennes. Par ailleurs, ces racines froides et stables expliqueraient la pérennité des zones de subduction, comme celle de la façade ouest-américaine, qui est active depuis le Mésozoïque. Ainsi, les zones de subduction joueraient un rôle beaucoup plus important que les dorsales océaniques dans l’organisation spatiale de la convection mantellique.

lithosphère [ litɔsfɛr ] n. f.

• 1907; de litho- et sphère

♦ Géogr., géol. Couche externe de la croûte terrestre constituée de plaques mobiles (⇒ tectonique; subduction). — Adj. LITHOSPHÉRIQUE .

● lithosphère nom féminin Zone formant l'une des enveloppes concentriques du globe terrestre, surmontant l'asthénosphère, d'épaisseur variant de 70 km (sous les océans) à 150 km (sous les continents). [La lithosphère correspond à l'ensemble rigide croûte + manteau supérieur et est fragmentée en plaques mobiles les unes par rapport aux autres.]

lithosphère

n. f. GEOL Partie solide de la sphère terrestre comportant la croûte et le manteau supérieur.

⇒LITHOSPHÈRE, subst. fém.

GÉOGR. PHYS. Enveloppe solide, rocheuse, discontinue qui constitue la croûte terrestre. Dans la conception des pétrographes, les roches sont des agrégats plus ou moins nettement individualisés de minéraux; elles constituent la croûte terrestre ou lithosphère (BRAJNIKOV, Pétrogr. et rayons X, 1936, p. 7). Si la vie, par suite, ne se forme plus directement aujourd'hui à partir des éléments contenus dans la lithosphère ou dans l'hydrosphère, c'est apparemment que le fait même de l'apparition d'une biosphère a tellement dérangé, appauvri et détendu le chimisme primordial de notre fragment d'univers que le phénomène ne saurait plus jamais (sinon peut-être artificiellement) se reproduire (TEILHARD DE CH., Phénom. hum., 1955, p. 106).

Prononc. : []. Étymol. et Hist. 1897 (E. SUESS, La Face de la Terre, trad. de l'all. sous la direction de E. de Margerie, t. 1, p. 810). Composé des élém. formants litho- (v. lithographie) et -sphère (du gr. « sphère, globe terrestre »; en all. dep. 1833, SUESS). Bbg. DUB. Dér. 1962, p. 70.

lithosphère [litɔsfɛʀ] n. f.

ÉTYM. 1897, trad. de l'all.; all. Lithosphäre (1833, Suess); du grec lithos (→ Litho-), et sphaira. → Sphère.

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♦ Géogr. Partie solide de la sphère terrestre (→ Géodynamique, cit.). ⇒ Sial. || La lithosphère, l'atmosphère et l'hydrosphère (⇒ Biosphère). || La lithosphère repose sur l'asthénosphère.

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DÉR. Lithosphérique.

Encyclopédie Universelle. 2012.