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I • Introduction
1.2.3 La lithosphère thermique
Dans l’asthénosphère, nous avons dit que la résistance des terrains aux
contraintes est faible; elle est insuffisante en tous cas pour empêcher un
objet géologique de migrer vers la surface ou au contraire de «couler» vers
le bas, selon que sa densité est inférieure ou supérieure à celle du milieu
ambiant. En ce cas, c’est une force de gravité qui provoque le mouvement
(la poussée d’Archimède), grâce à la différence de densité entre l’objet
immergé et l’asthénosphère. De la même façon, des mouvements peuvent
naître entre les portions d’asthénosphère «froide», relativement dense, et
d’autres portions plus chaudes et moins denses. Ainsi naît la convection qui
tend, par un lent brassage, à homogénéiser la température dans l’asthénosphère. On estime à 1 300 °C la température minimum permettant l’initiation des courants de convection asthénosphériques (fig. 1.3), et à quelques
centimètres ou quelques dizaines de centimètres par an la vitesse de ces
courants. Le toit de l’asthénosphère coïncide donc avec l’isotherme
1 300 °C, que l’on place en moyenne vers 120 km de profondeur.
Dans la lithosphère au contraire, où la viscosité est élevée, les différences de densité dues aux gradients de température engendrent des
forces de gravité trop faibles pour provoquer la mobilité de ces terrains.
Cela tient essentiellement à l’augmentation de la résistance des roches
aux contraintes quand on se rapproche de la surface de la Terre et que
diminuent la pression et la température. La convection n’est alors pas
possible, et la chaleur se transmet par conduction depuis la base (1 300 °C)
jusqu’à la surface (0 °C). Le transfert d’énergie est en ce cas très lent. Il
dépend de la conductivité thermique des roches, et s’exprime par l’apparition d’un gradient géothermique (une diminution progressive de la
température de bas en haut; fig. 1.3). En surface, le flux thermique correspond à de l’énergie perdue par la Terre et libérée dans l’atmosphère (ce
flux toutefois provient pour une part de la chaleur transmise depuis
l’asthénosphère, et pour une autre part de la chaleur dégagée par la
radioactivité naturelle des roches de la lithosphère).
Mais il faut le redire avec insistance: l’asthénosphère, contrairement à
une idée très répandue, n’est généralement pas un milieu liquide. Certes,
si une fusion partielle se produit, alors les terrains affectés appartiendront
à l’asthénosphère. C’est ce qui se passe, par exemple, sous les dorsales
océaniques, entre deux plaques divergentes (chap. II, § 2.2). Mais la plus
grande partie de l’asthénosphère est à l’état solide. Sa faible résistance aux
contraintes et les courants de convection qui l’animent résultent le plus
I • Introduction
1.2.3 La lithosphère thermique
Dans l’asthénosphère, nous avons dit que la résistance des terrains aux
contraintes est faible; elle est insuffisante en tous cas pour empêcher un
objet géologique de migrer vers la surface ou au contraire de «couler» vers
le bas, selon que sa densité est inférieure ou supérieure à celle du milieu
ambiant. En ce cas, c’est une force de gravité qui provoque le mouvement
(la poussée d’Archimède), grâce à la différence de densité entre l’objet
immergé et l’asthénosphère. De la même façon, des mouvements peuvent
naître entre les portions d’asthénosphère «froide», relativement dense, et
d’autres portions plus chaudes et moins denses. Ainsi naît la convection qui
tend, par un lent brassage, à homogénéiser la température dans l’asthénosphère. On estime à 1 300 °C la température minimum permettant l’initiation des courants de convection asthénosphériques (fig. 1.3), et à quelques
centimètres ou quelques dizaines de centimètres par an la vitesse de ces
courants. Le toit de l’asthénosphère coïncide donc avec l’isotherme
1 300 °C, que l’on place en moyenne vers 120 km de profondeur.
Dans la lithosphère au contraire, où la viscosité est élevée, les différences de densité dues aux gradients de température engendrent des
forces de gravité trop faibles pour provoquer la mobilité de ces terrains.
Cela tient essentiellement à l’augmentation de la résistance des roches
aux contraintes quand on se rapproche de la surface de la Terre et que
diminuent la pression et la température. La convection n’est alors pas
possible, et la chaleur se transmet par conduction depuis la base (1 300 °C)
jusqu’à la surface (0 °C). Le transfert d’énergie est en ce cas très lent. Il
dépend de la conductivité thermique des roches, et s’exprime par l’apparition d’un gradient géothermique (une diminution progressive de la
température de bas en haut; fig. 1.3). En surface, le flux thermique correspond à de l’énergie perdue par la Terre et libérée dans l’atmosphère (ce
flux toutefois provient pour une part de la chaleur transmise depuis
l’asthénosphère, et pour une autre part de la chaleur dégagée par la
radioactivité naturelle des roches de la lithosphère).
Mais il faut le redire avec insistance: l’asthénosphère, contrairement à
une idée très répandue, n’est généralement pas un milieu liquide. Certes,
si une fusion partielle se produit, alors les terrains affectés appartiendront
à l’asthénosphère. C’est ce qui se passe, par exemple, sous les dorsales
océaniques, entre deux plaques divergentes (chap. II, § 2.2). Mais la plus
grande partie de l’asthénosphère est à l’état solide. Sa faible résistance aux
contraintes et les courants de convection qui l’animent résultent le plus