Qu'est-ce que la lithosphère ?

La lithosphère est la couche rigide externe de la Terre, comprenant la croûte et le manteau lithosphérique. Elle est divisée en plaques tectoniques.

Pourquoi la lithosphère océanique plonge-t-elle dans le manteau ?

Parce que la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère sous-jacente en vieillissant et en se refroidissant, ce qui provoque sa subduction.

Comment se forme la croûte océanique aux dorsales ?

Au niveau des dorsales, la fusion partielle du manteau asthénosphérique produit du magma basaltique qui remonte et se solidifie pour former de la nouvelle croûte océanique.

Lycée · 1ʳᵉ · Spécialité SVT

Les phénomènes géologiques aux interfaces lithosphère-asthénosphère

Dorsales, subduction et points chauds : dynamique du manteau et formation de la croûte (programme de 1re Spécialité SVT)

À propos de cette page

Ce cours de spécialité svt en première sur « Les phénomènes géologiques aux interfaces lithosphère-asthénosphère » suit le programme officiel de spécialité svt de première. Il présente les définitions, les propriétés et les méthodes essentielles, accompagnées d'exemples résolus pour bien comprendre. Au programme : Structure interne de la Terre et propriétés des enveloppes, Les dorsales océaniques : accrétion et fusion partielle, La subduction : plongée de la lithosphère océanique, Le volcanisme aux zones de subduction. Chaque notion est expliquée pas à pas, puis mise en pratique grâce à des exercices interactifs, un QCM et une évaluation corrigée. Idéal pour réviser à son rythme, combler ses lacunes et progresser, en autonomie ou avec un professeur. Cours rédigé par un professeur particulier à Marseille pour aider les élèves de première à réussir en spécialité svt.

Structure interne de la Terre et propriétés des enveloppes

La Terre est constituée de plusieurs enveloppes concentriques caractérisées par leur composition et leur comportement mécanique.

Définition — Lithosphère. Enveloppe rigide externe de la Terre, d'épaisseur variable (5–10 km sous les océans, 30–200 km sous les continents). Elle comprend la croûte (océanique ou continentale) et le manteau lithosphérique (solide et froid).

Définition — Asthénosphère. Couche du manteau supérieur sous-jacente à la lithosphère, comportement ductile (plastique) lié à des températures proches du solidus. Elle permet la convection mantellique.

La distinction lithosphère/asthénosphère est mécanique (rigidité vs ductilité), non chimique : les deux sont constituées de péridotite (riche en olivine et pyroxène).

Enveloppe	Épaisseur	Comportement	Température
Croûte océanique	5–10 km	Rigide	< 1 200 °C
Croûte continentale	30–70 km	Rigide	< 1 200 °C
Manteau lithosphérique	jusqu'à ~150 km	Rigide	< 1 300 °C
Asthénosphère	~660 km	Ductile	1 300–1 600 °C

Astuce. Retiens : la lithosphère est rigide (elle casse, se déplace en plaques) tandis que l'asthénosphère coule lentement comme du plastique chaud.

Coupe schématique des enveloppes mécaniques de la Terre, de la surface vers la profondeur.

Les dorsales océaniques : accrétion et fusion partielle

Les dorsales sont des chaînes de montagnes sous-marines alignées en bordure de plaques océaniques divergentes. Elles représentent les zones d'accrétion (création) de la croûte océanique.

Fusion partielle (= anatexie). Lorsque le manteau asthénosphérique remonte (décompression adiabatique), la pression diminue : le solidus est atteint sans apport de chaleur, et une fraction du matériau fond. On obtient du magma basaltique (taux de fusion ≈ 1–25 %).

Mécanisme à la dorsale :

L'asthénosphère remonte par convection sous la dorsale.
La décompression provoque la fusion partielle de la péridotite.
Le magma basaltique remonte → chambre magmatique → refroidissement : basaltes en coussin (pillow lavas) en surface, gabbros en profondeur.
La croûte océanique néoformée s'écarte symétriquement de part et d'autre de la dorsale.

Exemple. La dorsale médio-atlantique produit ~2,5 cm de nouvelle croûte par an de chaque côté. Elle sépare les plaques américaine et eurasiatique/africaine.

Attention ! La fusion partielle à la dorsale est due à la décompression, non à une élévation de température. C'est un piège classique aux évaluations.

Étapes du processus d'accrétion océanique à la dorsale : de la remontée mantellique à la formation de la croûte.

La structure de la croûte océanique est stratifiée : basaltes en coussin (surface) → sheeted dykes → gabbros → péridotite du manteau (ophiolites). L'âge de la croûte augmente avec la distance à la dorsale.

La subduction : plongée de la lithosphère océanique

La subduction est le processus par lequel une plaque lithosphérique océanique s'enfonce sous une autre plaque (océanique ou continentale) et plonge dans le manteau.

Condition de la subduction. La lithosphère océanique vieillit, se refroidit, se densifie : sa densité dépasse celle de l'asthénosphère ($\rho \approx 3{,}3$ g/cm³ vs $\rho_{asthéno} \approx 3{,}2$ g/cm³), ce qui provoque son plongement.

Marqueurs de la subduction :

Fosse océanique : dépression bathymétrique (ex. fosse des Mariannes, −11 034 m).
Plan de Wadati-Benioff : plan incliné de séismes profonds (jusqu'à 700 km) matérialisant le panneau plongeant.
Arc volcanique (continental ou insulaire) situé à ~100–200 km de la fosse, côté plaque chevauchante.
Prisme d'accrétion : sédiments raclés sur le panneau plongeant, déformés et entassés contre la plaque chevauchante.

Type	Plaque chevauchante	Résultat
Subduction océan/continent	Continentale	Arc volcanique continental (ex. Andes)
Subduction océan/océan	Océanique	Arc insulaire (ex. Japon)

Exemple. La plaque de Nazca (océanique) plonge sous la plaque sud-américaine (continentale) → volcanisme des Andes, séismes profonds, fosse du Pérou-Chili.

Attention ! La lithosphère continentale est trop légère pour subducter. En cas de collision continent-continent, on obtient une chaîne de montagne (ex. Himalaya) et non de la subduction.

Le volcanisme aux zones de subduction

Le volcanisme de subduction est radicalement différent du volcanisme de dorsale : il est explosif et produit des magmas andésitiques (riches en silice), à l'origine de stratovolcans.

Mécanisme de fusion par hydratation. En plongeant, la croûte océanique hydratée libère de l'eau (déshydratation des minéraux hydroxylés : amphiboles, serpentine…). Cette eau migre vers le coin de péridotite du manteau chevauchant et abaisse son point de fusion → fusion partielle sans décompression ni élévation de $T$.

Étapes du processus :

Le panneau plongeant atteint ~100 km de profondeur → métamorphisme (éclogites, faciès schistes bleus).
Libération de fluides aqueux → flux dans le manteau chevauchant.
Fusion partielle du coin mantellique → magmas basaltiques à andésitiques.
Contamination par la croûte continentale → magmas plus différenciés (rhyolites, ignimbrites).

Exemple. Le Pinatubo (Philippines, 1991) : éruption explosive d'un stratovolcan d'arc insulaire. Le mont St Helens (USA) : éruption d'un volcan d'arc continental.

Astuce mémo. Dorsale = fusion par décompression → lave basaltique (fluide, effusive). Subduction = fusion par hydratation → lave andésitique (visqueuse, explosive).

Mécanisme du volcanisme aux zones de subduction : rôle des fluides et fusion partielle du manteau chevauchant.

Les points chauds : panaches mantelliques

Les points chauds sont des zones de volcanisme intra-plaque, non liés aux frontières de plaques. Ils sont attribués à des panaches mantelliques (colonnes de matière chaude remontant du manteau profond).

Panache mantellique. Colonne de matière mantellique exceptionnellement chaude qui remonte depuis la limite manteau-noyau (CMB). La fusion se produit par décompression adiabatique lors de la remontée.

Caractéristiques :

Fixe par rapport au manteau profond → la plaque défilant au-dessus forme un chapelet d'îles de plus en plus anciennes.
Exemple : l'archipel d'Hawaï — la grande île (la plus récente et active) est au-dessus du point chaud ; les îles plus au nord-ouest sont plus vieilles et érodées.
Autre exemple : le plateau de la Réunion / Deccan (panache de la Réunion, volcanisme intense il y a 65 Ma).

Exemple. Hawaï : volcanisme effusif, coulées de basalte, caldeira (Kīlauea). La direction du chapelet donne la direction et la vitesse de déplacement de la plaque (Pacifique ≈ 9 cm/an vers le nord-ouest).

Attention ! Les points chauds sont indépendants des dorsales, même si certains coïncident (ex. Islande = dorsale + point chaud).

Bilan thermique et mécanique des interfaces

Les échanges thermiques à l'interface lithosphère/asthénosphère contrôlent la dynamique des plaques.

Gradient géothermique. Augmentation de température avec la profondeur. Sous les océans âgés : ~10–15 °C/km ; sous les dorsales et points chauds : plus élevé. La lithosphère est définie comme la zone où $T < T_{solidus}$.

Forces motrices de la tectonique des plaques :

Traction du panneau plongeant (slab pull) : force dominante, liée à la densité plus élevée de la lithosphère froide vieillie.
Poussée de la dorsale (ridge push) : liée à la surélévation thermique de la dorsale.
Traînée mantellique : résistance visqueuse de l'asthénosphère au déplacement des plaques.

Moteur	Localisation	Importance relative
Slab pull	Zone de subduction	Dominant (~90 %)
Ridge push	Dorsale	Secondaire
Convection mantellique	Asthénosphère	Rôle discuté

Astuce. La tectonique des plaques est principalement tirée par les panneaux plongeants (slab pull), pas poussée par les dorsales.

Contribution relative des forces motrices à la tectonique des plaques : le slab pull est nettement dominant.

Recyclage de la matière à l'échelle du manteau

L'interface lithosphère-asthénosphère est le siège d'un cycle géochimique fondamental : la matière est créée aux dorsales et recyclée aux zones de subduction.

Cycle de la lithosphère océanique :

Création de la croûte océanique à la dorsale (basaltes, gabbros).
Vieillissement, refroidissement, densification (3–4 millions d'années suffisent).
Subduction et fusion partielle → magma d'arc volcanique.
Métamorphisme du panneau plongeant (faciès éclogite).
Incorporation dans le manteau profond (assimilation).

Exemple. Les ophiolites (ex. Oman, Chypre) sont des fragments de lithosphère océanique portés à la surface lors de collisions : elles permettent d'étudier la composition exacte d'une croûte océanique ancienne.

Isostasie. Équilibre gravitationnel des différentes colonnes de lithosphère : les chaînes de montagne ont des racines crustales profondes qui compensent leur relief. À la dorsale, la remontée asthénosphérique compense la lithosphère fine.

Ce cycle continu garantit que la surface de la Terre reste approximativement constante : autant de croûte est créée aux dorsales que détruite aux zones de subduction. Le bilan s'équilibre sur des dizaines de millions d'années.

À retenir

La lithosphère (rigide) repose sur l'asthénosphère (ductile) ; la distinction est mécanique, pas chimique.
Aux dorsales : remontée asthénosphérique → fusion partielle par décompression → basaltes + gabbros → accrétion océanique.
Aux zones de subduction : la plaque océanique dense plonge, se déshydrate → fusion partielle du manteau par hydratation → volcanisme explosif andésitique.
Les points chauds (panaches mantelliques) créent un chapelet d'îles intra-plaque ; fusion par décompression.
Le moteur principal de la tectonique est le slab pull (~90 % des forces).
Le cycle dorsale → vieillissement → subduction assure le recyclage de la croûte océanique.

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