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Définir la limite entre lithosphère et asthénosphère La lithosphère est constituée d’une partie supérieure crustale, de composition granitique et de faible densité (environ 2800 kg/m3), et d’une partie inférieure mantellique, de forte densité (3300 kg/m3) et de composition péridotitique. L’épaisseur normale de la croûte est d’environ 30 km tandis que la partie mantellique de la lithosphère avoisine les 80 à 100 km. Si la discontinuité du Moho sépare la lithosphère en deux entités chimiquement différentes, la croûte et le manteau, la limite avec l’asthénosphère sous-jacente est plus diffuse et ne correspond à aucune différence chimique, la partie inférieure mantellique de la lithosphère et l’asthénosphère appartenant toutes deux au manteau et donc constituées de péridotite. La différence entre l’asthénosphère et la partie mantellique de la lithosphère réside dans un changement de comportement mécanique lié à l’augmentation de température en profondeur. Le passage entre la lithosphère et l’asthénosphère est donc essentiellement thermique et correspond à une température limite, généralement assimilée à l’isotherme 1350°C. En un mot, pour apprécier ce changement de comportement mécanique, disons que la lithosphère se comporte comme un solide élastique, où les déformations sont toujours réversibles (exemple : la gomme des écoliers), tandis que l’asthénosphère est un solide déformable, qui flue très lentement d’une manière analogue à celle d’un fluide (exemple : le miel des abeilles). Cette distinction est fondamentale puisqu’elle est à la base de la théorie de la tectonique des plaques, où les plaques lithosphériques se déplacent sur le manteau asthénosphérique, à une vitesse moyenne de l’ordre du centimètre par an. Une particularité importante de ce système à trois couches est la densité de la lithosphère mantellique (3300 kg/m3) qui est très légèrement supérieure à celle de l’asthénosphère (3250 kg/m3). Cette différence de densité, qui peut paraître infime, serait cependant suffisante pour faire couler la lithosphère mantellique dans l’asthénosphère (corps visqueux) si la croûte de faible densité était absente, sa présence seule permettant à la lithosphère de se maintenir au dessus de l’asthénosphère. Retour

Une limite thermique dont la profondeur peut varier Par définition, un point chaud ou toute remontée de matériel profond amène localement, à la base de la lithosphère, du manteau qui se trouve à une température nettement supérieure (+ 200°C par exemple) de celle marquant le changement de comportement mécanique entre lithosphère et asthénosphère. Il en résulte que la température limite, l’isotherme à 1350°C, remonte vers la surface pour se stabiliser dans le manteau lithosphérique. Par voie de conséquence, la partie profonde de la lithosphère mantellique qui se trouve située sous cette isotherme est lentement transformée en asthénosphère. Figure 1. Agrandir l'image

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Ce phénomène, qui est invoqué dans le modèle tectonique du Massif Central, est appelé érosion thermique de la lithosphère. Il correspond à un amincissement de la partie mantellique de la lithosphère mais n’est pas associé à une extension lithosphérique, la croûte conservant son épaisseur normale. Dans le même temps, la transformation du manteau lithosphérique en asthénosphère de moindre densité engendre un déséquilibre isostatique, à l’origine d’un soulèvement de la région affectée par cette érosion thermique. C’est le premier stade d’un rift actif. Cette érosion, étant un phénomène purement thermique, est par nature réversible. Si la température s’abaisse, c’est à dire si le gradient géothermique redevient normale, l’asthénosphère créée par érosion thermique se transforme de nouveau en manteau lithosphérique qui retrouve ainsi son épaisseur normale. Ces phénomènes d’amincissement et d’épaississement thermiques de la lithosphère se déroulent sur des ordres de grandeurs de plusieurs (dizaines) de millions d’années.

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5. La lithosphère 5.1 La structure de la Terre Définition

A l’image du système Terre, la terre interne ou géosphère, présente une structure en enveloppes concentriques qui se caractérisent par des compositions chimiques, issues de celle du système solaire originel, et des propriétés physiques spécifiques. Leurs limites se marquent en particulier par des fortes variations des ondes sismiques qui peuvent traverser la Terre. Plus un milieu est dense et rigide, plus la vitesse de propagation des ondes est rapide. Aussi ces limites sont appelées « discontinuités », sous entendues de vitesse, auxquelles sont attribuées les noms de leurs découvreurs. Depuis la surface vers le centre de la Terre, on traverse d’abord la croûte, le manteau, le noyau externe puis enfin le noyau interne. L’épaisseur de la croûte varie de quelques kilomètres sous les océans (5-10 km) à 60-70 km sous les grandes chaînes de montagnes. Elle est en moyenne de 30 km sous les continents. Sa limite avec le manteau sous-jacent est la discontinuité de Mohorovicic ou plus simplement le Moho. Le manteau se poursuit jusque 2900 km de profondeur, sa limite avec le noyau est la discontinuité de Guntenberg. Enfin le noyau externe se rencontre entre 2900 km et 5600 km, sa limite avec le noyau interne, qui se poursuit jusqu’au centre de la Terre, c'est-à-dire jusqu’à quelques 6580 km (valeur moyenne du rayon de la Terre), étant appelée la discontinuité de Lehmann. La croûte, comparée aux autres enveloppes, est très riche en silice et en aluminium, le manteau en fer et magnésium et le noyau en fer et nickel. La composition de la croûte est différente suivant qu’elle se situe sous les continents ou sous les océans. Dans ce dernier cas, sa composition se rapproche de celle du manteau, elle est beaucoup plus riche en fer et en magnésium que peut l’être la croûte continentale. De part leur composition chimique différente, ces enveloppes ont des densités différentes : 2,7 en moyenne pour la croûte continentale, 3,1 pour la croûte océanique, 3,3 à 3,5 pour la manteau, 10 pour le noyau externe et 14 pour la noyau interne (ce qui entraîne une densité moyenne pour la Terre de 5,5). Autrement dit, plus on s’enfonce vers le centre de la Terre, plus la densité et donc la pression dite lithostatique, c’est à dire liée au poids des roches sus-jacentes, augmente. Exemple

Par exemple l’augmentation de la pression, encore appelée gradient de pression, à l’intérieur de la croûte continentale est de 27 MPa (27x 106 Pa) par km, elle de 33 MPa (33 x 106 Pa) dans le manteau, et la pression régnant au centre de la Terre est de l’ordre de 360 GPa (360 x 109 Pa). Ainsi la pression au niveau du Moho à l’aplomb d’une chaîne de montagnes peut atteindre des valeurs de l’ordre de 2GPa, soit 20 milles fois la pression atmosphérique, et la pression au centre de la Terre est 3, 6 millions de fois la pression atmosphérique. Une autre caractéristique physique fondamentale de la Terre, liée à son origine et sa composition chimique, est l’augmentation de la température avec la profondeur, soit son www.uved.fr


gradient géothermique. Dans la croûte continentale ce gradient est en moyenne de 20°C /km, il est de l’ordre de 10°C/km dans le manteau, et la température qui règne au centre de la Terre est de l’ordre de 5000°C. A l’exception du noyau externe liquide (sa viscosité est estimée être proche de celle de l’eau), les autres enveloppes sont solides, c’est à dire qu’elles sont composées de roches ellesmêmes constitués de cristaux. L’intérieur de la Terre n’est pas, à l’exception du noyau externe, composé d’un magma fluide sur lequel reposerait une mince couche rigide comme l’envisageait initialement l’hypothèse de la dérive des continents d’Alfred Wegener au début du XXème siècle. Si ces enveloppes sont solides elles peuvent néanmoins se déformer à des vitesses très lentes.

5.2 Le comportement mécanique des roches Les roches à la surface du globe constituent des matériaux qu’on qualifie généralement de durs ou encore de solides (solide comme un roc !). Certaines sont néanmoins meubles, lorsqu’elles n’ont pas de cohésion comme le sable. D’autres encore peuvent apparaître malléables quand elles sont humides comme les argiles. Ainsi une roche « solide » soumise à des coups de marteaux finira par casser, une roche telle que l’argile servir de pâte à modeler sous de légères pressions. Dans le premier cas, on parle de comportement fragile, dans le second cas de comportement ductile. Si la composition chimique est un paramètre fondamental en ce qui concerne le comportement des roches, il n’est pas le seul. Dans l’exemple précédent de l’argile, le fait que celle-ci se comporte de manière ductile ne tient pas tant dans sa composition chimique que par le fait qu’elle peut retenir de l’eau : lorsqu’elle cette dernière s’évapore, comme on peut l’observer sur le fond d’une marre asséchée, l’argile se craquelle, c'est-à-dire que de ductile elle est devenue fragile sous l’effet des tensions que l’évaporation d’eau entraîne. Remarque

Autrement dit le comportement mécanique des roches dépend aussi de la quantité de fluides qu’elles contiennent, et plus précisément de la pression à laquelle ces fluides se trouvent enfermés dans la roche (la pression accrue d’un pas sur l’argile mouillée rend celle-ci d’autant plus glissante). Cette « pression fluide » peut être énorme et atteindre la pression lithostatique si les fluides se retrouvent totalement isolés de la surface. La température est également un paramètre physique fondamental, si ce n’est le plus influent sur le comportement mécanique des matériaux : la température augmentant, la glace solide se transforme en eau liquide qui se transforme en vapeur. La température entraîne aussi une variation du volume des matériaux et en conséquence, pour un même poids, une variation de leur densité : plus la température augmente, plus la densité diminue et inversement. Complément

Aussi, comme n'importe quel autre matériau, quand la température augmente, les roches tendent de fragiles à devenir ductiles, de solides (elles fondent), et leurs densités diminuent. Le temps, ou plus précisément la vitesse de déformation est un autre paramètre important. Lorsque une roche casse, sa déformation est instantanée, ce qui se produit lors d’un séisme. Lorsque les roches ont un comportement ductile, on dit aussi qu’elles sont visqueuses, comme www.uved.fr


sous l’influence d’une augmentation de la température, elles fluent à des vitesses très lentes alors qu’elles peuvent apparaître rigides sur des temps d’observation très courts. L’analogie peut être faite avec un glacier dont la glace apparaît rigide quand on marche dessus et qui en fait s’écoule à des vitesses de l’ordre parfois de plusieurs mètres par an en se déformant ductilement.

5.3 Lithosphère et asthénosphère La roche représentative de la composition chimique de la croûte continentale est le granite, celle représentative du manteau est la péridotite. Les roches de composition granitique tendent à fondre vers 650°C, alors que les péridotites commencent à fondre vers 1300°C. Aussi les roches de la croûte continentale deviennent-elles de plus en plus ductiles au fur et à mesure qu’on se rapproche du Moho (pour une croûte de 30 km d’épaisseur, la température est de l’ordre de 600°C). Par contre, directement sous le Moho, les roches du manteau sont toujours très résistantes à la déformation et ont probablement un comportement de type fragile. Pour qu’elles deviennent très ductiles il faut atteindre des températures proches de 1300°C, soit pénétrer jusqu’à 70 km sous le Moho, dans le manteau, et donc à une profondeur depuis la surface de l’ordre de 100 km. A la structuration en enveloppes concentriques d’origine chimique vient alors se superposer une structuration basée sur la variation du comportement mécanique des roches, fonction non seulement de leur nature chimique mais aussi de la profondeur à laquelle elles se situent : les 100 premiers kilomètres de la Terre constituent une couche relativement rigide qui repose sur une couche beaucoup plus ductile qui se poursuit jusqu’à des profondeurs de l’ordre de 400 km, avant que la viscosité des roches du manteau augmentent à nouveau du fait de la pression croissante vers l’intérieur de la Terre. C’est cette première couche relativement rigide, de l’ordre de 100 km d’épaisseur qu’on appelle la lithospère, qui constitue les éléments de la tectonique des plaques, et la couche sous-jacente ductile, l’asthénospère. Définition

La lithosphère est constituée de la croûte et de la partie tout à fait supérieure du manteau. Lorsque la croûte est de nature continentale la lithosphère est dite continentale, lorsque la croûte est océanique elle est dite océanique. Etant donné que la croûte océanique est plus mince que la croûte continentale, la lithosphère océanique est plus mince que la lithosphère continentale, et a une épaisseur de l’ordre de 70 km.

5.4 La Tectonique des plaques Du fait de l’augmentation de la température avec la profondeur, les roches du manteau terrestre à grande profondeur sont relativement moins denses que celles sus-jacentes. Ce faible gradient inverse de densité entraîne une remontée des roches mantelliques « chaudes » vers la surface et le plongement des roches mantelliques « froides » vers le centre de la Terre. Lorsque les roches « chaudes » progressent vers la surface, elles se refroidissent progressivement, deviennent alors plus denses et plongent à nouveau vers l’intérieur de la Terre. Ainsi le manteau terrestre est animé de courants ascendants et descendants permanents qui constituent des cellules dites de convection. Ces cellules de convection agissent comme un tapis roulant à la base de la lithosphère, qui peut ainsi « glisser » sur la couche ductile que constitue l’asthénosphère. Là où les courants ascendants divergent en surface, la lithosphère est soumise à une tension www.uved.fr


horizontale, là où les mouvements descendants convergent en surface elle soumise à une compression horizontale. La lithosphère étant relativement rigide, elle tend à se fracturer sous l’effet de ces forces. Ainsi la surface de la Terre est-elle constituée de grandes plaques lithosphériques qui s’écartent, se rapprochent ou coulissent les unes par rapport aux autres : c’est ce processus qu’on nomme tectonique des plaques. Une plaque lithosphérique peut être à la fois de nature continentale et océanique, c'est-à-dire constituée à la fois d’un continent et d’une partie d’océan (c’est le cas de la plupart des plaques), soit de nature uniquement océanique. On dénombre 8 plaques majeures : Afrique, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Eurasie, Australie, Pacifique, Antarctique, Nazca, et un certain nombre de plaques de taille plus réduites comme Scotia, Cocos, Caraïbes… Les limites de ces différentes plaques sont dites en divergence, lorsqu’elles s’écartent, en convergence lorsqu’elles se rapprochent, ou en décrochement, lorsqu’elles coulissent l'une par rapport à l’autre. Les vitesses de déplacements des plaques sont de l’ordre de quelques centimètres par an, jusqu’à 15 cm pour les plus rapides. C’est aux limites de plaques que l’activité sismique de la Terre se concentre; la déformation de la lithospère y est également très intense mais se propage aussi loin à l’intérieur des continents.

5.5 La déformation de la lithosphère Le processus de divergence, ou encore de rifting, est à l’origine de la création de croûte océanique. Il débute par la fracturation de la lithosphère continentale le long de grandes failles qui délimitent un rift (fossé) continental à l’intérieur duquel la croûte s’amincie progressivement. La poursuite du processus entraîne l’élargissement du rift continental jusqu’à ce que l’amincissement concomitant extrême de la croûte continentale aboutisse à sa disparition complète et à la dénudation du manteau lithosphérique sous-jacent. La remontée vers la surface du manteau entraîne sa fusion partielle à l’origine d’épanchement de laves, au niveau du rift devenu océanique, entraînant la création de croûte océanique. C’est pour cette raison que la composition de la croûte océanique se rapproche de celle du manteau. Les épaulements de ces rifts océaniques qui parcourent les fonds océaniques sur toutes leurs longueurs forment de véritables chaînes de montagnes sous marines qu’on désigne aussi sous le terme de dorsales océaniques. Le processus de convergence, ou encore subduction océanique, s’initie soit à l’intérieur d’une plaque lithosphérique océanique, soit à la limite entre lithosphère océanique et lithosphère continentale à l’intérieur d’une même plaque initiale. Dans ce dernier cas, c’est toujours la lithosphère océanique qui plonge sous la lithosphère continentale, la croûte océanique étant plus lourde que la croûte continentale. Remarque

Ce processus de subduction océanique est à l’origine de l’accumulation de sédiments sur la marge des continents, ainsi que d’un volcanisme et d’un magmatisme importants engendrés par la fusion de la plaque océanique lorsque celle celle-ci s’enfonce dans le manteau. Exemple

Ceci se traduit par la formation de formidables chaînes de montagnes telles que la Cordillère des Andes (l’épaississement de la croûte se fait par accumulation de magmas en base de croûte), ou encore sous formes de chapelets d’îles volcaniques (on parle alors d’arcs www.uved.fr


insulaires) en bordure de continent telles que par exemple le long de la marge sud-est de continent asiatique (Japon, Philippines…). La poursuite du processus de subduction océanique entraîne à terme la disparition de toute la lithosphère océanique et l’affrontement, entre deux lithosphères continentales. Le blocage de la subduction océanique se marque par le chevauchement final de portions de croûte océanique sur les continents, processus connu sous le nom d’obduction. La présence de roches océaniques déformées et métamorphisées, les ophiolites, à l’intérieur des continents témoignent de la cicatrice d’océans disparus (sutures ophiolitiques), et donc de la réalité du processus de tectonique des plaques jusque dans un passé très reculé de l’histoire de la Terre (2,5 Milliards d’années). La collision continentale, qui succède à la subduction océanique et à l’obduction, est à l’origine des plus grandes chaînes de montagnes actuelles et passées. Le processus de convergence lors de la collision continentale se poursuit: la lithospère continentale contiguë de la lithosphère océanique est entraînée par le mouvement de subduction initiale. La croûte supérieure, trop légère pour s’enfoncer, se détache progressive du manteau sous continentale, laissant celui-ci continuer son enfoncement sous le manteau du continent adverse suivant le même mouvement que la subduction océanique initiale. La croûte du continent subductant, bloquée par le continent adverse, s’écaille par l’intermédiaire de grandes failles de chevauchement, entraînant l’épaississement de la croûte et la formation d’une chaîne de montagnes. Remarque

Ainsi lors d’un processus de convergence, à une subduction océanique puis une obduction, succède une collision continentale qu’entretient une subduction continentale . L’épaississement considérable de la croûte (jusqu’à deux fois son épaisseur initiale) lors d’une collision continentale entraîne une modification drastique de la température de la lithosphère et donc de ses propriétés mécaniques. Cet épaississement est à l’origine d’une proportion accrûe d’éléments radiogéniques dans la croûte entraînant son échauffement. De même, le plongement dans les profondeurs de la Terre du manteau sous continental lithosphérique peut aboutir à son détachement pur et simple de la croûte et son remplacement par du manteau asthénosphérique plus chaud, participant aussi à l’échauffement de la croûte. La croûte épaissie, réchauffée et donc amollie et plus légère, tend à fluer sous son propre poids et à recouvrer progressivement son épaisseur initiale. Ainsi l’aplanissement des grandes chaînes de montagnes, qui traduit le retour à l’équilibre d’une lithosphère initialement épaissie, n’est pas le seul fait de l’érosion à long terme, mais aussi celui de leur effondrement gravitaire.

5.6 Le relief de la Terre A grande échelle, le relief de la Terre est la conséquence directe de la tectonique des plaques et de la déformation de la lithosphère qui en résulte. La croûte, plus légère, repose en équilibre isostatique sur le manteau plus dense (suivant le principe d’Archimède), c’est là que toutes les pressions lithostatiques s’équilibrent à une certaine profondeur dans le manteau, quelques soient les variations d’épaisseur de la croûte. Remarque

Autrement dit, toute variation de l’épaisseur de la croûte entraîne une variation de l’altitude de la surface de la Terre. De même toute variation de densité de la croûte ou du manteau, liée par exemple à une augmentation de la température, entraîne une variation de l’altitude. www.uved.fr


En première approximation, l’amplitude de la seconde (dA) est fonction de l’amplitude de la première (dE), et du rapport entre les densités du manteau (dm) et de la croûte (dc) : dA = dE(dm-dc)/dc, soit pour des valeurs dm = 3,3 et dc = 2,7 dA= dE/6. Exemple

Aussi, lorsque la croûte voit son épaisseur doubler, l’altitude en surface atteint 5000 m. C’est le cas dans la chaîne himalayenne, quand on considère son altitude moyenne. A l’inverse, lorsque dans une chaîne de montagnes, l’érosion entraîne l’ablation d’une épaisseur de 1200 m, cela entraîne une diminution de son altitude initiale de seulement 200 m. Ce principe d’équilibre isostatique explique également la grande profondeur des océans. Le relief se définit comme la différence d’altitude entre deux points contigus. Cette notion implique celle de distance d’observation. Une chaîne de montagnes constitue par rapport aux plaines environnantes un relief. En ce sens, le relief de la terre à grande échelle est bien associé à la tectonique des plaques. Mais il existe aussi à l’intérieur des continents des hauts plateaux, qui comme leur nom l’indique sont situés à des altitudes très élevées, et qui présente pourtant un relief « interne » très faible. On dira également d’une chaîne de montagnes entaillées par des vallées profondes que son relief est fort. Au terme de relief il est alors préférable de substituer celui de rugosité du relief, qui exprime les variations d’altitude sur de courtes distances. Cette rugosité du relief est due à l’action de l’érosion. C’est l’eau, sous sa forme liquide ou solide qui est l’agent érosif le plus puissant à la surface de la Terre. En particulier, les systèmes fluviatiles, les rivières au sens large, ont non seulement un pouvoir érosif considérable mais permettent aussi le transport des produits de l’érosion. Elles entraînent ainsi une formidable redistribution des masses à la surface du globe terrestre consécutivement aux déséquilibres que crée la tectonique. Le potentiel érosif d’une rivière est d’autant plus grand que sa pente est forte et que le flux d’eau y est important. Aussi, l’érosion est d’autant plus efficace que les pentes à la surface du globe et les variations climatiques sont fortes. Conclusion

Ainsi c’est l’action combinée de la tectonique et du climat qui est responsable du relief de la Terre. Autrement dit, ce sont les interactions entre la dynamique interne de la géosphère, l’atmosphère et l’hydrosphère qui sont responsables du façonnement de la surface de la lithosphère, substratum de la biosphère.

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Définir la limite entre lithosphère et asthénosphère  
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