Genèse et évolution de la lithosphère

1. Rappel : qu'est-ce que la lithosphère ?

La lithosphère est l'enveloppe externe rigide du globe. Elle comprend la croûte (océanique ou continentale) et la partie supérieure du manteau, appelée manteau lithosphérique. Elle repose sur l'asthénosphère, une partie du manteau plus chaude et ductile (capable de se déformer lentement, comme une pâte très épaisse), sur laquelle elle peut se déplacer.

La limite entre lithosphère et asthénosphère n'est pas une limite de composition (les deux sont faites de péridotite) mais une limite de comportement, liée à la température : on la situe approximativement au niveau de l'isotherme 1 300 °C. Au-dessus, la roche est froide et rigide ; en dessous, elle est chaude et ductile.

2. La dorsale : l'usine à lithosphère océanique

Les dorsales océaniques sont des chaînes de montagnes sous-marines qui parcourent tous les océans sur plus de 60 000 km. Leur sommet se trouve en moyenne vers 2 500 m de profondeur, alors que les plaines abyssales, de part et d'autre, sont à 5 000 ou 6 000 m.

Les observations faites à l'axe des dorsales montrent que c'est une zone très active :

• un flux géothermique élevé (beaucoup de chaleur s'échappe du sol) ;
• un volcanisme basaltique sous-marin qui produit des laves en coussins (en anglais « pillow lavas »), boules de lave refroidies brutalement au contact de l'eau froide ;
• des séismes superficiels nombreux mais de faible magnitude ;
• des failles normales qui traduisent un étirement : les deux côtés s'écartent. Dans les dorsales lentes, comme la dorsale atlantique, l'axe est creusé d'une vallée effondrée, le rift.
• des sources hydrothermales très chaudes, les « fumeurs noirs ».

3. D'où vient le magma ? La fusion partielle par décompression

Le manteau est formé de péridotite, une roche riche en olivine et en pyroxènes. Sous la dorsale, le manteau asthénosphérique chaud remonte. En remontant, il se trouve à une pression de plus en plus faible, alors que sa température diminue très peu (il n'a pas le temps de perdre sa chaleur).

Or la température de début de fusion d'une roche, appelée solidus, diminue quand la pression diminue. Vers 60 à 80 km de profondeur, la péridotite qui remonte franchit son solidus : elle commence à fondre. Mais elle ne fond pas entièrement : seulement une petite fraction (de l'ordre de 10 à 20 %) passe à l'état liquide. C'est la fusion partielle par décompression.

Le liquide obtenu a une composition basaltique. Plus léger que la roche solide, il monte et s'accumule dans une chambre magmatique sous l'axe de la dorsale. La péridotite restée solide, appauvrie, reste en profondeur : c'est la péridotite résiduelle.

4. Les roches de la lithosphère océanique

Le même magma basaltique donne des roches différentes selon la vitesse de son refroidissement :

Au-dessus des basaltes se dépose peu à peu une couche de sédiments (boues, restes de micro-organismes), d'autant plus épaisse que la croûte est ancienne. La croûte océanique (sédiments + basaltes + dolérites + gabbros) mesure environ 6 à 7 km d'épaisseur.

Comment connaît-on cette succession, alors que les forages ne pénètrent que peu dans la croûte ? Grâce aux ophiolites : ce sont des morceaux de lithosphère océanique charriés sur un continent lors de la fermeture d'un océan. Dans le sultanat d'Oman ou dans les Alpes, on observe à l'air libre, de haut en bas, sédiments, basaltes en coussins, filons, gabbros et péridotites.

5. L'évolution de la lithosphère océanique au cours de sa vie

À l'axe de la dorsale, la lithosphère est très chaude et très mince (quelques kilomètres seulement). À mesure qu'elle s'éloigne de l'axe, entraînée par l'écartement, elle subit plusieurs transformations.

a) Elle se refroidit et s'épaissit. En s'éloignant, la lithosphère perd sa chaleur vers l'océan. L'isotherme 1 300 °C, qui marque sa base, descend de plus en plus profondément : une partie de l'asthénosphère sous-jacente se refroidit et devient rigide, elle s'ajoute au manteau lithosphérique. La lithosphère océanique passe ainsi de quelques kilomètres à l'axe à environ 100 km d'épaisseur loin de la dorsale. C'est le manteau lithosphérique qui s'épaissit ; la croûte, elle, garde environ la même épaisseur.

b) Sa densité augmente. Une roche qui se refroidit se contracte, donc devient plus dense. De plus, la part de manteau (densité voisine de 3,3) augmente par rapport à celle de la croûte (environ 2,9). La lithosphère vieillie est donc de plus en plus dense.

c) Elle s'enfonce. Plus dense et plus épaisse, elle s'enfonce davantage dans l'asthénosphère : c'est pourquoi la profondeur de l'océan augmente avec l'âge du plancher, d'environ 2 500 m à l'axe jusqu'à 5 000 à 6 000 m pour les fonds les plus anciens.

d) Elle s'hydrate. L'eau de mer s'infiltre dans les fissures de la croûte chaude, se réchauffe, réagit avec les roches puis ressort dans les fumeurs noirs : c'est l'hydrothermalisme. Les minéraux du basalte et du gabbro se transforment alors en minéraux hydratés (amphibole, chlorite) : c'est un métamorphisme hydrothermal. Cette eau, piégée dans les roches, jouera un rôle essentiel lors de la subduction.

e) Elle finit par plonger. Au bout de quelques dizaines de millions d'années, la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère sur laquelle elle repose. Elle est alors instable et peut s'enfoncer dans le manteau au niveau d'une zone de subduction (leçon « La subduction et la résorption de la croûte océanique »). C'est pour cette raison que l'on ne trouve pas de plancher océanique de plus de 180 millions d'années environ.

6. Lithosphère océanique et lithosphère continentale

La lithosphère continentale n'est pas fabriquée aux dorsales. Sa croûte, plus épaisse et plus légère, est riche en granite et en roches métamorphiques (gneiss). Elle naît surtout dans les zones de subduction (magmatisme) et s'épaissit dans les chaînes de collision. Trop légère pour plonger dans le manteau, elle se conserve : c'est pourquoi les continents portent des roches très anciennes, comme les vieux socles de la Guinée forestière et de la Haute-Guinée.