Exercices corrigés : mobilité horizontale et zones de divergence (Première spécialité SVT)

Les séismes se concentrent en bandes étroites : elles dessinent les limites des plaques, et l'intérieur d'une plaque en a très peu.

Piège : prendre une côte pour une limite de plaque. La marge atlantique de l'Amérique du Nord n'a presque pas de séismes : continent et fond océanique voisin appartiennent à la même plaque.

La lithosphère, c'est la croûte (océanique ou continentale) et la partie supérieure du manteau, le manteau lithosphérique. Les deux sont rigides et se déplacent ensemble.

La limite croûte-manteau (le Moho) est un changement de ROCHE ; la limite lithosphère-asthénosphère est un changement de COMPORTEMENT, à l'intérieur du même manteau.

L'asthénosphère est du manteau, de la péridotite comme le manteau lithosphérique, mais plus chaud : il est solide et peut se déformer lentement, il est ductile.

Piège : « l'asthénosphère est liquide ». Les ondes S la traversent, ce qu'elles ne font pas dans un liquide. Seule une faible fraction fond, et seulement sous les dorsales et les points chauds.

Le manteau qui remonte sous l'axe perd de la pression bien plus vite qu'il ne perd de chaleur : sa température baisse à peine. Or la température de début de fusion de la péridotite (le solidus) baisse quand la pression diminue. Vers 50 à 60 km de profondeur, le manteau franchit son solidus et fond partiellement.

Piège : croire qu'on le chauffe. Personne ne chauffe le manteau sous la dorsale : c'est la pression qui baisse.

Le basalte et le gabbro ont la même composition chimique et les mêmes minéraux principaux (feldspath plagioclase et pyroxène). Le basalte, refroidi vite au contact de l'eau de mer, a une texture microlitique ; le gabbro, refroidi lentement en profondeur, une texture grenue.

La fusion du manteau est PARTIELLE : quelques pour cent à une vingtaine de pour cent de la roche fondent, jamais la totalité.

La lithosphère neuve, chaude, se refroidit en s'éloignant de l'axe. Le manteau qui se refroidit sous elle devient rigide et s'ajoute à sa base : elle s'épaissit, et comme le manteau lithosphérique (densité voisine de 3,3) est plus dense que la croûte (environ 2,9), sa densité moyenne augmente.

Piège : faire épaissir la croûte. Elle garde environ 7 km de l'axe jusqu'aux fosses.

Le GPS donne une position chaque jour ; une série de dix ans donne donc une vitesse actuelle, à quelques années près.

Les anomalies magnétiques, l'âge des sédiments et des basaltes, les alignements de volcans donnent des vitesses moyennes sur des millions d'années. Les deux familles de méthodes se comparent, elles ne se remplacent pas.

Un point chaud, dans le modèle classique, reste fixe sous la plaque, qui défile au-dessus. Chaque volcan naît à l'aplomb du point chaud puis est emporté : le plus jeune est au-dessus du point chaud, les plus vieux sont les plus loin, dans le sens du déplacement de la plaque.

Nuance : la fixité du point chaud est une hypothèse du modèle. Des données suggèrent que certains points chauds se sont déplacés lentement, c'est pourquoi l'énoncé dit « supposé fixe ».

Je vois : les points forment deux bandes étroites, X au milieu de l'océan, Y le long de la fosse et sous le continent B. Ailleurs, presque aucun séisme.

Je sais : un séisme est une rupture de roches soumises à des contraintes. Là où il y a beaucoup de séismes, les roches se déforment.

Les ceintures sismiques sont les limites des plaques. Elles découpent la carte en trois régions : à l'ouest de X ; entre X et Y ; à l'est de Y. J'en déduis trois plaques visibles, dont aucune n'est entière sur la carte.

Piège : compter « deux continents et un océan ». La plaque 1 porte le continent A ET l'océan jusqu'à la dorsale.

Je vois : tous les foyers de X sont orange, donc à moins de 70 km de profondeur, et alignés sur une ligne en escalier au milieu de l'océan.

Je sais : à l'axe d'une dorsale, la lithosphère est mince et chaude ; elle ne peut casser que près de la surface. Les segments décalés sont reliés par des failles transformantes, sismiques elles aussi.

J'en déduis : X est une dorsale, frontière de divergence où deux plaques s'écartent.

Je vois : le long de Y, les foyers sont superficiels près de la fosse (orange), intermédiaires plus à l'est (vert), profonds de 300 à 650 km sous le continent B (violet).

Je sais : seuls des matériaux froids et rigides cassent à une telle profondeur ; ces foyers jalonnent une lithosphère qui s'enfonce dans le manteau.

J'en déduis : Y est une zone de subduction, frontière de convergence. La plaque océanique plonge vers l'est, sous la plaque du continent B, c'est-à-dire du côté où les foyers sont les plus profonds.

P (sur le continent A) et Q (dans l'océan) ne sont séparés par aucune ceinture sismique : ils sont sur la même plaque. Q et R sont de part et d'autre de la dorsale X : ils sont sur deux plaques différentes, qui s'écartent.

Piège : croire qu'une plaque est un continent. Une plaque peut porter un continent, un océan, ou les deux.

À l'intérieur d'une plaque, il n'y a presque pas de séismes : les roches y subissent peu de déformation. Une plaque se comporte comme un bloc rigide, qui se déplace d'un seul tenant ; la déformation se concentre à ses frontières.

Ce sont ces frontières que la suite de la série caractérise par d'autres marqueurs : le flux de chaleur, les roches, l'âge des fonds.

1 est la couche mince sous l'eau : la croûte océanique, environ 7 km d'épaisseur. 2 est le manteau rigide sous la croûte : le manteau lithosphérique, qui s'épaissit en s'éloignant de l'axe. 3 est le manteau plus chaud et ductile : l'asthénosphère, qui remonte sous l'axe (flèches orange).

4 est la lentille orange sous l'axe : la chambre magmatique, où s'accumule le magma issu de la fusion partielle. 5 est la ligne en pointillé qui plonge en s'éloignant de l'axe : la base de la lithosphère. 6 est la limite entre la croûte et le manteau : le Moho.

Piège : appeler Moho la ligne 5. Le Moho reste à 7 km sous le fond ; c'est la base de la lithosphère qui s'enfonce.

Au Moho (6), la roche change : basalte et gabbro au-dessus, péridotite au-dessous. C'est une limite de COMPOSITION.

À la base de la lithosphère (5), la roche est la même péridotite des deux côtés. Ce qui change, c'est la température, voisine de 1300 °C à cette limite, et donc le comportement : rigide au-dessus, ductile au-dessous. C'est une limite de COMPORTEMENT.

E1 : microlites et verre, donc texture microlitique d'une roche refroidie vite ; plagioclase et pyroxène ; coussins de lave refroidie dans l'eau : c'est un basalte.

E2 : mêmes minéraux, mais tous cristallisés et visibles à l'œil nu, texture grenue : c'est un gabbro.

E3 : roche grenue faite surtout d'olivine, prélevée sous le Moho : c'est une péridotite, la roche du manteau.

Le magma qui atteint le fond de la mer se fige en quelques minutes à quelques heures : les cristaux n'ont pas le temps de grandir, et le reste se fige en verre. Le même magma resté en profondeur, sous le basalte, refroidit pendant des milliers d'années : tous ses minéraux cristallisent et deviennent grands.

Même chimie, vitesse de refroidissement différente : c'est la seule variable qui change entre E1 et E2.

La serpentine et la hornblende sont des minéraux hydratés, qui contiennent de l'eau dans leur structure. Ils remplacent des minéraux qui n'en contiennent pas : de l'eau de mer a circulé, chaude, dans la croûte et le haut du manteau. C'est l'hydrothermalisme.

E4 est du manteau serpentinisé à l'affleurement, sur la paroi de la vallée axiale. Il n'y a donc pas, à cet endroit, de croûte complète au-dessus du manteau : l'apport de magma est réduit et des failles normales ont remonté le manteau jusqu'au fond. C'est la marque d'une dorsale lente, comme la dorsale médio-atlantique.

Ces minéraux hydratés emportent leur eau avec la plaque : leur devenir dans une zone de subduction est étudié au chapitre suivant.

Je lis la dernière valeur, en 2025, puisque le déplacement part de zéro en 2015. Station O : $-110\ \mathrm{mm}$, soit 11 cm vers l'ouest. Station E : $+80\ \mathrm{mm}$, soit 8 cm vers l'est.

Une vitesse moyenne est un déplacement divisé par une durée, ici 10 ans :

$v_{O}=\dfrac{-110\ \mathrm{mm}}{10\ \mathrm{ans}}=-11\ \mathrm{mm/an}$ et $v_{E}=\dfrac{80\ \mathrm{mm}}{10\ \mathrm{ans}}=8\ \mathrm{mm/an}$

Les points sont presque alignés : chaque station avance à vitesse à peu près constante, à quelques millimètres près d'une année à l'autre.

E part vers l'est, O vers l'ouest : leurs déplacements s'ajoutent.

Piège : soustraire les valeurs sans leur signe, $11-8=3\ \mathrm{mm/an}$, comme si les stations allaient dans le même sens. Le graphique montre deux nuages qui divergent.

Un million d'années, c'est $10^{6}$ ans, et $10^{6}\ \mathrm{cm}=10^{4}\ \mathrm{m}=10\ \mathrm{km}$ :

Donc $1{,}9\ \mathrm{cm/an}=19\ \mathrm{km/Ma}$. Retenez aussi $1\ \mathrm{mm/an}=1\ \mathrm{km/Ma}$ : c'est la conversion la plus utile du chapitre.

$2{,}4\ \mathrm{cm/an}=24\ \mathrm{km/Ma}$ :

C'est le même ordre de grandeur que l'âge des fonds les plus anciens, près des marges, voisin de 180 Ma. L'écart vient de ce que la vitesse n'a pas été constante depuis l'ouverture, et que la largeur varie le long de l'océan.

Une vitesse de l'ordre du centimètre par an, celle de la pousse des ongles, suffit à ouvrir un océan en deux cents millions d'années.

Le repère mondial est une convention : en changer ajoute la même vitesse aux deux stations. La vitesse de O seule dépend donc de ce choix.

La différence $v_{E}-v_{O}$ ne change pas quand on ajoute la même valeur aux deux : elle mesure le mouvement d'une plaque par rapport à l'autre, c'est-à-dire l'ouverture du rift.

C'est pourquoi on compare des vitesses RELATIVES de part et d'autre d'une frontière.

Un plan possible, en trois temps.

Introduction : à l'axe des dorsales, deux plaques s'écartent ; on se demande comment le vide laissé est comblé par une lithosphère neuve, et ce qu'elle devient ensuite.

I. La mise en place à l'axe. L'asthénosphère, de la péridotite solide, remonte sous l'axe. Sa pression diminue beaucoup, sa température à peine (document 1, courbe orange presque verticale). Vers 50 à 60 km, elle franchit le solidus : elle fond partiellement, une petite fraction seulement. Le magma, moins dense, monte et s'accumule dans une chambre magmatique. Refroidi lentement en profondeur, il donne le gabbro, grenu ; arrivé au fond de la mer, il se fige vite en basalte, microlitique, souvent en coussins. Ensemble, ils forment la croûte océanique, environ 7 km. Sous elle, la péridotite qui n'a pas fondu forme le manteau lithosphérique.

II. L'évolution en s'éloignant de l'axe. La lithosphère neuve est emportée de part et d'autre de l'axe. Elle perd sa chaleur : le flux géothermique passe de plus de 300 à environ 80 mW/m² en 500 km (document 2). En refroidissant, le manteau sous-jacent devient rigide et s'ajoute à la base de la lithosphère, qui s'épaissit (de moins de 10 km à environ 65 km), alors que la croûte garde son épaisseur. Le manteau lithosphérique étant plus dense que la croûte, la densité moyenne de la lithosphère augmente avec son âge. Dans le même temps, l'eau de mer qui circule dans la croûte et le haut du manteau hydrate les minéraux (hydrothermalisme).

Conclusion : la lithosphère océanique naît chaude, mince et peu dense, et vieillit froide, épaisse et plus dense. Cette densité croissante prépare son devenir dans les zones de subduction, objet du chapitre suivant.

Schéma attendu : une coupe de dorsale, du type du document 1 de l'exercice 3, avec la croûte d'épaisseur constante, la base de la lithosphère qui s'enfonce en s'éloignant de l'axe, la remontée de l'asthénosphère, la zone de fusion partielle, la chambre magmatique, les flèches d'écartement.

Vocabulaire exigible : dorsale, divergence, asthénosphère, décompression, solidus, fusion partielle, péridotite, magma, chambre magmatique, basalte, gabbro, texture microlitique et grenue, croûte océanique, manteau lithosphérique, refroidissement, épaississement, densité, hydrothermalisme.

Grille courte : organisation (introduction, deux parties dans l'ordre du temps, conclusion qui répond) ; exactitude et complétude (la cause de la fusion, la fusion partielle, les deux roches et leurs textures, ce qui s'épaissit, la densité) ; schéma légendé et exemples (dorsale médio-atlantique, valeurs du document 2).

Piège : écrire « le manteau est chauffé et fond » ou « la croûte s'épaissit ». Ces deux phrases coûtent chacune une idée-clé de la grille.

La fusion partielle est déclenchée par la baisse de pression du manteau qui remonte, à température presque constante. Ce qui s'épaissit en s'éloignant de l'axe, c'est le manteau lithosphérique : la croûte garde environ 7 km.

Je vois : sur chaque dorsale, la bande centrale est normale et chaque bande a sa jumelle, de même largeur, de l'autre côté de l'axe. La disposition est symétrique.

Je sais : chaque roche garde l'aimantation acquise à l'axe, au moment de son refroidissement. J'en déduis que les roches formées à l'axe sont emportées à parts égales des deux côtés : c'est la divergence, enregistrée comme sur une bande magnétique.

Sur le transect Sterna, la limite de 2,58 Ma sépare la période 4 (inverse) de la période 5 (normale) : c'est le bord intérieur de la bande normale la plus éloignée. Je lis environ 31 km à l'ouest comme à l'est.

La symétrie se vérifie aussi par la mesure : deux distances égales à la précision de la lecture.

La roche de la limite est née à l'axe il y a 2,58 Ma et a parcouru 31 km depuis :

Piège : donner la demi-vitesse pour la vitesse d'expansion. Une distance mesurée d'un seul côté de l'axe donne le mouvement d'UNE plaque par rapport à l'axe.

Sur la dorsale du Pacifique oriental, la limite de 0,78 Ma est le bord de la bande centrale : environ 55 km de l'axe.

$v_{1/2}=\dfrac{55\ \mathrm{km}}{0{,}78\ \mathrm{Ma}}\approx 70\ \mathrm{km/Ma}=7\ \mathrm{cm/an}$, donc $v\approx 14\ \mathrm{cm/an}$

On choisit la limite la mieux visible : sur cette dorsale, celle de 2,58 Ma est hors du document.

Le transect Sterna s'ouvre à 2,4 cm/an, moins de 5 cm/an : c'est une dorsale lente. Le Pacifique oriental s'ouvre à environ 14 cm/an, plus de 9 cm/an : c'est une dorsale rapide.

La figure le montre sans calcul : pour une même durée, la bande produite est d'autant plus large que la dorsale s'ouvre vite. La bande centrale fait 110 km de large dans le Pacifique contre moins de 20 km dans l'Atlantique, soit environ six fois plus.

Piège : comparer les bandes de deux dorsales dessinées à des échelles différentes. Ici l'échelle est commune, c'est voulu.

Je vois : la dorsale lente porte une vallée axiale profonde d'environ 1 200 m entre deux reliefs ; la dorsale rapide porte un dôme axial, sans vallée.

Je sais : sur une dorsale lente, l'apport de magma est faible et discontinu ; l'écartement est accommodé en grande partie par des failles normales qui découpent la vallée, et peut mettre le manteau à l'affleurement (exercice 3). Sur une dorsale rapide, l'apport de magma est abondant et continu, la lithosphère chaude reste bombée.

J'en déduis que la forme de l'axe est liée à la vitesse d'expansion, par l'intermédiaire de l'abondance du magma.

Je lis sur le document 1 : W2 à 420 km à l'ouest, sédiment le plus ancien de 35 Ma ; E3 à 600 km à l'est, 50,5 Ma, valeur confirmée par la colonne du document 2.

Je vois : les points forment un V dont la pointe est à l'axe. L'âge augmente avec la distance, à peu près proportionnellement, et de la même façon à l'ouest et à l'est.

J'en déduis : le plancher est d'autant plus vieux qu'il est loin de l'axe ; il s'est formé à l'axe et en a été éloigné, des deux côtés. C'est la même conclusion que la symétrie des bandes magnétiques, tirée d'une donnée d'une autre nature.

Le document 2 montre que le forage traverse 410 m de sédiments puis entre dans un basalte en coussins : le sédiment le plus ancien repose directement sur le basalte.

Je sais : un sédiment se dépose sur un fond qui existe déjà, et les sédiments marins commencent à s'accumuler dès que le basalte s'est formé. L'âge du sédiment le plus ancien est donc un âge MINIMAL du basalte, en pratique très proche de son âge.

Piège : écrire « le sédiment a le même âge que le basalte » sans justification. C'est une approximation, qui suppose que la sédimentation commence aussitôt.

Le site E4 est à 900 km de l'axe, sur un plancher daté d'au moins 75,5 Ma :

Le site W3 donne la même valeur : $\frac{720}{60{,}5}\approx 11{,}9\ \mathrm{km/Ma}$. Le site le plus lointain est le plus précis : une erreur de lecture d'un million d'années y pèse peu.

L'exercice 6 donnait $1{,}2\ \mathrm{cm/an}$ à partir des 3,58 derniers millions d'années ; les forages donnent $1{,}2\ \mathrm{cm/an}$ en moyenne sur 75 millions d'années.

Deux méthodes indépendantes, le magnétisme des basaltes et la datation des sédiments, donnent la même vitesse : l'expansion du transect Sterna est confirmée, et sa vitesse a peu varié depuis 75 Ma.

Une seule variable change entre les deux méthodes, la nature de la mesure ; leur accord est donc un argument fort, plus fort que chacune seule.

Le document 3 montre que l'épaisseur passe de 95 m (E1, près de l'axe) à 600 m (E4, loin de l'axe), et croît de la même façon à l'ouest. Les sédiments s'accumulent sur le fond depuis sa formation : plus le fond est vieux, plus ils ont eu de temps pour s'empiler.

Au site E4 : $\dfrac{600\ \mathrm{m}}{75{,}5\ \mathrm{Ma}}\approx 7{,}9\ \mathrm{m/Ma}$, moins d'un centimètre par millier d'années.

Nuance : le taux varie d'un site à l'autre (profondeur, productivité des eaux de surface) ; l'épaisseur indique un ordre de grandeur de l'âge, la datation des fossiles le précise.

Faux. La lithosphère est l'enveloppe rigide qui forme les plaques : la croûte ET la partie supérieure du manteau, le manteau lithosphérique.

Sous un océan âgé, la croûte ne fait que 7 km sur une lithosphère qui en compte près de 100 : confondre les deux, c'est ignorer plus de neuf dixièmes de la plaque.

Faux. Le manteau qui remonte sous l'axe garde une température presque constante, mais sa pression baisse fortement. Or la température de début de fusion (le solidus) baisse avec la pression : vers 50 à 60 km, le manteau franchit son solidus et fond partiellement. C'est une fusion par décompression.

Corrigé à écrire : « Sous une dorsale, le manteau fond partiellement par décompression, en remontant à température presque constante. »

Vrai. La lithosphère est la plus chaude et la plus mince à l'axe, là où le manteau chaud remonte près de la surface : elle y laisse passer le plus de chaleur. En s'éloignant de l'axe, elle refroidit et s'épaissit, et le flux diminue.

C'est ce flux élevé, comme la sismicité superficielle, qui signale une frontière de divergence sur une carte des flux géothermiques.

Faux. La croûte océanique garde une épaisseur voisine de 7 km, de l'axe jusqu'aux fosses. Ce qui s'épaissit, c'est le manteau lithosphérique : le manteau qui refroidit sous la plaque devient rigide et s'ajoute à sa base.

Comme ce manteau (densité 3,3 environ) est plus dense que la croûte (2,9 environ), cet épaississement augmente la densité moyenne de la lithosphère : c'est l'objet de l'exercice 10.

Faux. Le GPS donne la vitesse actuelle, sur quelques années ; les anomalies magnétiques donnent une moyenne sur des millions d'années. Une plaque peut avoir accéléré ou ralenti : un écart entre les deux ne prouve aucune erreur.

Un écart de quelques millimètres par an est d'ailleurs du même ordre que l'incertitude des mesures. Deux méthodes qui concordent se confirment ; deux méthodes qui diffèrent posent une question, elles ne s'annulent pas.

Piège : chercher « la vraie vitesse ». Il y a la vitesse actuelle et la vitesse moyenne, et chacune répond à une question différente.

Je vois : Kilauea, au-dessus du point chaud, a 0 Ma ; l'âge augmente régulièrement vers le nord-ouest jusqu'à Kimmei (47 Ma), puis vers le nord jusqu'à Detroit (78 Ma).

Je sais : un volcan naît au-dessus du point chaud, puis la plaque l'emporte et il s'éteint. J'en déduis que la chaîne est la trace du défilement de la plaque au-dessus du point chaud.

Kimmei s'est formé au-dessus du point chaud il y a 47 Ma, et se trouve aujourd'hui à 3 500 km :

Rappel : $1\ \mathrm{cm/an}=10\ \mathrm{km/Ma}$ (exercice 4).

Entre Detroit et Kimmei, la plaque a parcouru $5950-3500=2450\ \mathrm{km}$ en $78-47=31\ \mathrm{Ma}$ :

Piège : diviser 5 950 km par 78 Ma. On obtiendrait une moyenne sur toute la chaîne, qui mélange les deux périodes séparées par le coude.

Le volcan le plus vieux d'un segment a été emporté le plus loin, dans le sens du déplacement de la plaque.

De 47 Ma à aujourd'hui, l'âge augmente de Kilauea vers Kimmei : la plaque s'est déplacée vers l'ouest-nord-ouest. De 78 à 47 Ma, l'âge augmente de Kimmei vers Detroit : la plaque se déplaçait vers le nord.

Piège : orienter la flèche vers les volcans jeunes, c'est-à-dire tracer le mouvement du point chaud par rapport à la plaque, et non celui de la plaque.

Le GPS donne environ 7 cm/an vers l'ouest-nord-ouest ; la chaîne donne 7,4 cm/an dans la même direction, en moyenne sur 47 Ma. Ces valeurs sont du même ordre de grandeur et de même direction : la plaque Pacifique se déplace aujourd'hui à peu près comme elle l'a fait en moyenne depuis le coude.

L'accord n'est pas exact, et il n'a pas à l'être : l'une est une mesure de quelques années, l'autre une moyenne sur des dizaines de millions d'années (exercice 8, affirmation e).

Dans le modèle du point chaud fixe, le coude marque un changement de direction de la plaque, il y a environ 47 Ma : vers le nord avant, vers l'ouest-nord-ouest après.

Limite : la méthode repose sur l'hypothèse d'un point chaud fixe. Des mesures de l'aimantation des laves de la chaîne de l'Empereur indiquent que le point chaud lui-même aurait migré vers le sud pendant sa formation : une partie du coude pourrait venir de ce déplacement. Une vitesse déduite d'un point chaud est donc une vitesse par rapport à lui, à confronter aux autres méthodes.

C'est le principe de toute la série : une méthode seule donne une valeur ; plusieurs méthodes indépendantes la confirment ou la discutent.

Je lis sur le document 1 : environ $165\ \mathrm{mW/m^{2}}$ à 10 Ma et $55\ \mathrm{mW/m^{2}}$ à 90 Ma.

J'en déduis : la lithosphère âgée laisse passer trois fois moins de chaleur ; à 90 Ma, son flux est même inférieur à la moyenne des continents. Elle s'est refroidie.

Avec $t=\frac{d}{12}$ :

$t=\dfrac{120}{12}=10\ \mathrm{Ma}$ ; $t=\dfrac{480}{12}=40\ \mathrm{Ma}$ ; $t=\dfrac{1080}{12}=90\ \mathrm{Ma}$

Cette relation relie la distance, mesurable sur une carte, à l'âge : c'est la vitesse trouvée aux exercices 6 et 7.

Avec la loi empirique $e=10\sqrt{t}$ :

$e_{10}=10\sqrt{10}\approx 31{,}6\ \mathrm{km}$ ; $e_{40}=10\sqrt{40}\approx 63{,}2\ \mathrm{km}$ ; $e_{90}=10\sqrt{90}\approx 94{,}9\ \mathrm{km}$

L'épaisseur triple entre 10 et 90 Ma, alors que la croûte garde 7 km : tout l'épaississement est du manteau lithosphérique.

La densité moyenne d'un empilement de couches est la moyenne de leurs densités, pondérée par leurs épaisseurs. Sur une épaisseur $e$, la croûte occupe 7 km de densité 2,9 et le manteau lithosphérique $e-7$ de densité 3,3 :

$d_{10}=\dfrac{20{,}3+24{,}6\times 3{,}3}{31{,}6}\approx 3{,}21$ ; $d_{40}\approx 3{,}26$ ; $d_{90}\approx 3{,}27$

La densité augmente parce que la part de manteau, plus dense que la croûte, grandit. Comparer cette densité à celle de l'asthénosphère est l'objet du chapitre sur la subduction.

Je lis sur le document 2 : environ 3 600 m à 10 Ma et 5 800 m à 90 Ma. Le fond s'approfondit de plus de 2 km en vieillissant.

Je mets en relation : une lithosphère plus froide se contracte et devient plus dense ; plus lourde, elle s'enfonce davantage dans l'asthénosphère, et le fond descend. L'équilibre qui relie précisément densité et altitude, l'isostasie, n'est pas au programme de Première : le sens de la relation suffit ici.

Réponse au problème, rédigée.

Le flux géothermique diminue avec l'âge du plancher, de 165 à 55 mW/m² entre 10 et 90 Ma (document 1) : la lithosphère se refroidit en s'éloignant de l'axe.

Sur le transect Sterna, s'éloigner de 120 à 1 080 km de l'axe, c'est vieillir de 10 à 90 Ma. La loi empirique donne alors une épaisseur qui passe de 31,6 à 94,9 km (document 3) : la lithosphère s'épaissit, par ajout de manteau refroidi à sa base, la croûte restant à 7 km.

La part de manteau lithosphérique, plus dense que la croûte, augmente : la densité moyenne passe de 3,21 à 3,27. L'approfondissement du fond, de 3 600 à 5 800 m (document 2), est cohérent avec cet alourdissement.

La lithosphère océanique du transect Sterna se refroidit donc, s'épaissit et devient plus dense en s'éloignant de l'axe de la dorsale.

Piège : conclure sur un document au lieu du problème. Chaque document apporte une partie de la preuve ; la conclusion les relie et répond à la question posée.