1 La structure interne et la composition chimique de la Terre sont le résultat de son histoire.

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Référentiel ­ Connaissances exigibles – géologie 1S
1­La structure interne et la composition chimique de la Terre sont le résultat de son histoire.
1­1La structure du globe peut être modélisée par l'étude de la propagation des ondes sismiques.
1­1­1 La vitesse de propagation et la trajectoire des ondes sismiques dépendent des caractéristiques physico­chimiques des matériaux traversés.
1­1­2 La frontière entre deux milieux aux comportements sismiques différents est une zone de discontinuité.
1­1­2­1 La croûte est séparée du manteau par une discontinuité ( le Moho ) liée à une différence de composition chimique des matériaux ;
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Le Moho est situé en moyenne, à 30 km de profondeur. La croûte représente 1% de la masse de la Terre. 1­1­2­2 Le manteau est séparé du noyau par la discontinuité de Gutenberg liée à une différence de composition chimique et à une différence de rigidité.
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La discontinuité de Gutenberg est située à 2 900 km de profondeur. Le manteau représente 75 % de la masse de la Terre. 1­1­2­3 La lithosphère, à comportement rigide, repose sur l'asthénosphère, partie moins rigide du manteau.
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La lithosphère est formée de la croûte et la partie superficielle du manteau. 1­2 La composition chimique de la croûte et celle du manteau supérieur sont connues par échantillonnage.
1­2­1 La croûte est essentiellement constituée de roches magmatiques.
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La croûte continentale est essentiellement formée de granito•des. La croûte océanique est formée de basaltes et de gabbros. 1­2­2 Le manteau est constitué de péridotites.
1­2­3 Les roches renferment des minéraux et/ou du verre. •
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Les minéraux résultent de l'association d'éléments chimiques en réseaux réguliers. Le verre correspond à la partie non cristallisée de la roche. 1­2­4 Les roches représentatives de la croûte et du manteau sont constituées de minéraux silicatés.
1­2­4­1 Les silicates comportent tous leséléments chimiques Si et O.
1­2­4­2 Les granito•des comportent des minéraux riches en silice ( SiO2 ).
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le quartz ( Si, O ) Les feldspaths, silicates riches en Al, Ca, K et Na. Les micas, silicates riches en Al, K. 1­2­4­3 Les basaltes et les gabbros comprennent des feldspaths, des pyroxènes et des olivines, silicates riches en Fe et Mg
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les pyroxènes et les olivines, silicates riches en Fe et Mg certains gabbros présentent des amphiboles, silicates riches en Fe et Mg, hydratés. 1­2­4­4 Les péridotites sont constituées essentiellement de pyroxènes et d'olivines.
1­3 La composition chimique des matériaux inaccessibles du manteau profond et celle du noyau sont déduites indirectement.
1­3­1 La composition chimique du manteau profond est la même que celle du manteau supérieur.
1­3­2 La composition chimique du noyau est déterminée à partir de l'analyse de météorites de type chondrites ;
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Le noyau est essentiellement constitué de fer. Le noyau représente environ 25% de la masse de la Terre. 1­4 La structure interne de la Terre résulte de sa formation et de sa différenciation.
1­4­1 La Terre s'est formée par collision et accumulation de petits corps célestes : c'est l'accrétion.
1­4­2 La Terre s'est différenciée en enveloppes concentriques.
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La fusion partielle des matériaux de la Terre primitive a permis la migration deséléments chimiques La gravité a entra”né leur répartition en fonction de leur masse atomique. Ainsi, la masse volumique des enveloppes augmente avec la profondeur. 2­ La lithosphère est morcelée en plaques peu déformables, qui se déplacent. 2­1Les limites des plaques lithosphériques sont marquées par des structures et des phénomènes géologiques particuliers.
2­1­1 Les dorsales océaniques, les fosses océaniques et les cha”nes de montagnes marquent les limites de plaques lithosphériques.
2­1­2 La concordance de la distribution des phénomènes sismiques et volcaniques matérialise des limites de plaques.
2­2­ Les plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres.
2­2­1 Les mouvements de divergence sont localisés au niveau des dorsales océaniques.
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La lithosphère océanique est produite au niveau des zones de divergence. 2­2­2 Les mouvements de convergence sont localisés au niveau des zones de subduction et de collision.
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Les plaques lithosphériques s'enfoncent et disparaissent dans l'asthénosphère par subduction. Les cha”nes de montagnes résultent de la collision de deux plaques lithosphériques. 2­2­3 Des mouvements de coulissage affectent les plaques lithosphériques, le long des failles transformantes.
2­3 Les mouvements des plaques lithosphériques peuvent être reconstitués sur les 180 derniers millions d'années.
2­3­1 Diverses données géologiques témoignent des caractéristiques des mouvements des plaques à l'échelle de plusieurs millions d'années.
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La complémentarité de forme des bordures de certains continents, aujourd'huiéloignés, suggère leur séparation. La répartition symétrique des sédiments et des anomalies magnétiques de part et d'autre de l'axe de la dorsale, matérialise les mouvements de divergence et permettent de calculer leur vitesse. L'alignement des volcans résultant du fonctionnement d'un point chaud, permet d'établir la trajectoire et la vitesse de déplacement d'une plaque. 2­3­2 Les données fournies par la technique de positionnement par satellites (GPS) permettent des mesures à l'échelle de quelques années.
3­La divergence des plaques lithosphériques est associée au fonctionnement des dorsales océaniques.
3­1 Les caractéristiques des dorsales océaniques témoignent de mouvements en extension.
3­1­1 Les dorsales océaniques forment un relief sous­marin continu.
3­1­2 Les dorsales océaniques sont le siège de nombreux séismes peu profonds.
3­1­3 Ces séismes résultent du jeu de failles normales.
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Les failles normales résultent de cassureséloignant les blocs affectés. Ces failles sont la conséquence de l'extension. 3­2 Les phénomènes magmatiques aboutissent à la mise en place de la lithosphère océanique.
3­2­1 La plus grande partie du magma produit, provient des dorsales océaniques.
3­2­2 Le magma se forme à partir des péridotites de l'asthénosphère.
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La remontée des péridotites aboutit par décompression à leur fusion partielle. Le liquide produit par fusion partielle a une composition différente de celle de la péridotite source. Il est à l'origine du magma basaltique. 3­2­3 Le refroidissement du magma basaltique aboutit à la formation des différentes roches.
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Le refroidissement lent du magma en profondeur conduit à la formation d'une roche entièrement cristallisée, le gabbro. Le refroidissement rapide du magma, au cours de son ascension, conduit à la formation d'une roche partiellement cristallisée, le basalte. 3­3 En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se modifie.
3­3­1 L'eau de mer hydrate la jeune croûte océanique et modifie sa composition.
3­3­2 Le refroidissement de la lithosphère océanique entra”ne sonépaississement.
3­4 Les marges passives des continents sont les témoins de la formation des océans.
3­4­1 Les marges continentales passives correspondent à des zones de transition entre la croûte continentale et la croûte océanique au sein d'une même plaque lithosphérique.
3­4­2 Les marges passives présentent une structure en blocs basculés.
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Elles résultent de phénomènes d'extension. Ces phénomènes provoquent un amincissement de la croûte continentale. Ces phénomènes entra”nent une fracturation de la croûte continentale, selon des failles normales. 3­4­3 Ces marges sont les vestiges d'un rift continental précédant l'ouverture d'un océan.
3­4­4 Les marges passives sont le siège d'une importante sédimentation.
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Dans ces zones, il se produit un enfoncement de la lithosphère : c'est la subsidence. Cette subsidence permet l'accumulation d'une grandeépaisseur de sédiments sous une faibleépaisseur d'eau. 4­ L'activité de la Terre résulte de la dissipation de son énergie interne.
4­1 La Terre dissipe son énergie interne sous forme de chaleur.
4­1­1 La chaleur interne de la Terre provient essentiellement de la désintégration d'isotopes radioactifs.
4­1­2 La chaleur interne de la Terre se dissipe en permanence, mais de manière inégale à la surface du globe.
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La dissipation de l'énergie interne se manifeste principalement par un flux de chaleur ou flux géothermique. •
Le flux de chaleur est plusélevé au niveau des dorsales et plus faible au niveau des continents. 4­2 Des mouvements de convection dans le manteau transfèrent la chaleur par déplacement de matière à l'état solide.
4­2­1 Des courants de matériaux chauds donc moins denses remontent au niveau des dorsales océaniques.
4­2­2 Des courants de matériaux froids donc plus denses descendent au niveau des zones de subduction.
4­2­3 Les courants ascendants et descendants constituent des cellules de convection.
4­3 Les mouvements de matière dans le manteau sont le moteur de l'activité de la Terre.
4­3­1 Les mouvements des plaques lithosphériques sont dus à des déplacements de matière dans les cellules de convection.
4­3­2 Les points chauds sont des remontées ponctuelles de matériaux du manteau profond.
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Ces remontées donnent naissance à de grandes accumulations de laves basaltiques, comme les trapps. Le déplacement de plaque(s) lithosphérique(s) au­dessus d'un point chaud donne naissance à un alignement de volcans. EXPRESSIONS et MOTS CLéS :
les mots et expressions clés sontécrits en rouge dans le texte du référentiel.
Accrétion
Dorsale océanique
Marge passive
Asthénosphère
énergie interne
Météorite
Convection thermique
Faille normale
Minéraux
Convergence
Faille transformante
Noyau
Coulissage
Flux géothermique
Onde sismique
Croûte
Fusion partielle
Plaque lithosphérique
Différenciation des enveloppes
Lithosphère
Point chaud
Discontinuité
Magma
Roches magmatiques
Divergence
Manteau
Subsidence
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