Naissance d'une théorie : la dérive des continents (1ère S) Publié le 3 décembre 2011 par svtmarcq.over-blog.com Vers 1890, l'ensemble des géologues sont d'accord pour penser que les continents ont toujours occupé la place qu'ils ont actuellement. Le géologue le plus célèbre de l'époque est Eduard Suess (1831-1914, auteur d'un livre célèbre, La face de la terre. Il défend la théorie de la contraction terrestre pour expliquer l'existence des continents et des océans. Pour lui, et de nombreux géologues, la surface de la Terre s'est contractée comme une pomme créant des creux et des bosses, les zones continentales et les zones océaniques. C'est autour de 1910 que Alfred Wegener (1880-1930), élabore sa théorie de la dérive continentale en opposition avec la théorie de la contraction terrestre. Ce scientifique autrichien est climatologue et glaciologue et non géologue. C'est en observant la dérive des icebergs sur l'océan qu'il imagine l'idée de la dérive continentale. Page -1- La dernière photo de Wegener, prise au Groenland le jour de ses 50 ans. Le lendemain, il se perdra avec un de ses compagnons lors d'un déplacement en traineau à chiens. Les arguments de Wegener Wegener apporte plusieurs séries d'arguments de toute nature, en faveur d'une dérive continentale. Page -2- 1) la complémentarité des formes des continents Depuis longtemps, on avait remarqué la complémentarité des formes de l'Afrique et de l'Amérique du Sud. Au XIXème siècle, le géologue Antonio Snider-Pellegrini avait imaginé une réunion de ces continents. 2) Les arguments géologiques Si on compare lq géologie de l'Amérique du Sud et de l'Afrique, on constate que les vieux massifs, ou boucliers, sont en continuité. Les roches qui les constituent sont les mêmes. Page -3- 3) les arguments paléontologiques Depuis que la science s'intéressait aux fossiles, on avait constaté que certains fossiles, dont le Mésosaure, se retrouvait aussi bien an Amérique du Sud, qu'en Afrique ou en Inde. On avait le même cas avec une fougère fossile du nom de Glossopteris. Page -4- Pour expliquer cette répartition, les scientifiques de l'époque supposaient l'existence de passerelles gondwaniennes (le Gondwana est l'ensemble des continents du sud selon Suess). La réunion des continents que propose Wegener, explique sans problème, la répartition des paléofaunes et des paléoflores. Page -5- 4) Les arguments climatiques En Afrique et en Amérique du Sud, on a trouvé des traces de glaciation très anciennes. Ces traces correspondent à l'usure des roches suite au déplacement des glaciers. Le sens de l'usure permet de reconstitué le trajet des glaciers. Page -6- Wegener propose une reconstitution qui permet de visualiser l'ancienne calotte polaire antarctique dont le centre était l'actuelle Afrique du Sud. 5) La répartition des altitudes à la surface de la Terre Si on fait la courbe de répartition des altitudes à la surface de la terre, on obtient une courbe bimodale, c'est à dire avec deux maxima, un vers 300m en altitude et un autre vers - 4800 m en profondeur. Page -7- Pour Wegener, la présence de ces deux maxima est le signe que la nature des fonds océaniques est différente de celle des terres émergées. Si la nature était la même, on aurait alors une distribution normale des altitudes et profondeurs sous la forme d'une courbe de Gauss unimodale (courbe en pointillés). SI la nature des fonds océaniques est différente de la nature des continents, l'hypothèse de la contraction terrestre, soutenue par Suess, doit alors être repoussée et rien ne s'oppose à supposer un déplacement continental latéral. Les critiques des idées de Wegener En 1889, on enregistre à Potsdam (banlieue de Berlin) un séisme sur les sismographes les plus modernes de l'époque. Sismographe de ErnstvonRebeur-Paschwitz (vers 1890) Page -8- L'enregistrement de Potsdam (1889) Très rapidement, on apprend que cet enregistrement correspond à un séisme violent qui s'est produit au Japon. A partir des sismogrammes ont va petit à petit pouvoir analyser les ondes, puis la structure interne de la Terre. Il existe 4 types d'ondes sismiques. On distingue deux types d'ondes de profondeur (P ou primaires et S ou secondaires) et deux types d'ondes de surface. L'étude de la structure du globe n'est possible qu'avec les ondes de profondeur. Ces ondes se repèrent facilement sur un sismogramme. Page -9- On peut représenter ainsi les différents types d'ondes : Page -10- Actuellement, la rapidité des communications et l'utilisation de l'informatique peremt d'obtenir très rapidement les sismogrammes d'un séisme. Voici par exemple les enregistrements provenant de certaine stations du séisme de Honshu en mars 2011. Très rapidement, on a conclu que les ondes sismiques ne peuvent se propager que dans un milieu solide. Cette constatation est en contradiction avec la dérive continentale. En effet, si on estime que les continents dérivent cela impose que le déplacement ne puissent se produire que sur un milieu suffisamment ductile (déformable et mou). On peut calculer facilement la vitesse de déplacement des ondes en utilisant différentes stations : Page -11- Tous calculs faits, on constate que les ondes P et S accélèrent lorsqu’elles traversent des milieux de plus en plus profonds alors que les ondes de surfaces ne subissent aucune accélération. Sachant que la densité augmente avec la profondeur, on peut affirmer que la densité de la Terre augmente avec la profondeur. Expériences analogiques avec la propagation de la lumière On utilise un montage à deux compartiments, un contenant de l'air et l'autre un mélange d'eau et de nitrate d'argent. En utilisant un rayon laser, on observe le comportement des ondes lumineuses. Page -12- On constate qu'à l'interface des deux milieux, il apparait un rayon réfracté et un rayon réfléchi. Vers 1908, on considère que la Terre est un milieu solide et homogène. La propagation des ondes sismique est donc la suivante (modèle de Knott) : Une étude plus précise de la propagation des ondes montre une forte variation de la vitesse vers 2900 km de profondeur. De plus, on constate que les ondes S sont stoppées ce qui signifie que le milieu situé au delà de 2900 km est de nature liquide. Page -13- Ces observations permettent à Beno Gutenberg (1889-1960) de déterminer l'existence d'une discontinuité à l'intérieur du globe, à 2900 km de profondeur. Cette discontinuité sépare le manteau et le noyau. Le manteau serait solide alors que le noyau serait de nature liquide. Ce modèle du globe par le fait que le manteau est considéré comme solide remet en cause la capacité aux continents de se déplacer comme le soutient Wegener. Page -14- Trois auparavant, le croate Andrija Mohorovicic (1857-1936) avait remarqué l'existence d'une autre discontinuité à l'intérieur du globe. On peut mettre en évidence cette discontinuité et sa profondeur en utilisant une méthode de sismique réflexion. On tire une faible charge de dynamite installé à quelques mètres de profondeur et on enregistre les ondes sismiques ainsi créées par différentes stations. Page -15- Le calcul de la vitesse des ondes P est simple. Si on utilise la station B, on obtient 30 : 5,3 = 5,7 km par seconde. A partir de la station C, on observe l'existence de 2 trains d'ondes. On peut supposer que le train d'onde arrivant le plus tard est réfracté sur une surface (on constatera que 6,8 x 5,7 = 39 km). La distance parcourue par les ondes P lors du trajet réfracté est de 5,7 x 12,7 = 72 km environ. Si on considère que la réfraction ne change pas la vitesse des ondes P, on peut construire la figure suivante : Si on considère que la charge de dynamite est pratiquement en surface, les deux triangles ainsi construit sont rectangles. On a un des côtés de l'angle droit qui mesure 20 km, l'hypothénuse qui mesure 72 km : 2 = 36 km. On applique le théorème de Pythagore et on obtient 30 km pour la surface de réflexion. Dans le domaine continental, la discontinuité de Mohorovicic ou Moho est, en moyenne, à 30 km de profondeur. Le Moho sépare donc la croûte terrestre ou écorce du manteau. La croûte est solide. Le moteur du déplacement des continents selon Wegener est de deux ordres : — la force des marées — la force d'Eötvös qui détermine la trajectoire d'un objet pesant sur un ellipsoïde (forme générale de la terre). Page -16- Le géophysicien britannique Harold Jeffreys (1891-1989) va démontrer que les mécanismes proposés par Wegener sont notoirement insuffisant pour permettre le déplacement de continent sur un manteau solide. L'hypothèse de la dérive des continents est donc abandonné par l'ensemble de la communauté scientifique. Quelques années plus tard, en 1928, le géologue écossais Arthur Homes (1890-1965) propose un mécanisme beaucoup plus proche de celui que nous connaissons aujourd'hui. Pour Holmes le manteau de nature basaltique (voir plus loin) est parcouru de courant qui entraîne la rupture des continents et l'apparition d'un océan. Cette hypothèse souligne donc la nature différente des roches continentales et océaniques. Elle restera manuscrite et ne sera rendue publique qu'après la mort de Holmes. Page -17- Nous allons donc étudier maintenant la nature des roches constituant le domaine océanique et le domaine continental. Une méthode simple pour déterminer les différentes zones est l'utilisation des ondes sismiques. Page -18- Le profil des deux zones donne le résultat suivant : Au delà de 30 km de profondeur pour le domaine continental et de 14 km pour le domaine océanique, onconstate que la vitesse des ondes est très proche. Cela signifie que le milieu est le même. On est donc dans le manteau. Le moho est donc beaucoup moins profond dans le domaine océanique que dans le domaine continental. La croûte océanique mesure 9 km d'épaisseur en moyenne. On constate que la croûte continentale ne supporte pas de grandes variations de vitesse. On peut donc supposer que la nature de la roche qui la constitue est assez homogène. Dans le cas de la croûte océanique on voit se différencier nettement 3 zones. On peut donc estimer qu'il existe trois types de roche dans cette croûte. On part de la supposition que ces roches se disposent selon la densité, les plus denses étant les plus profondes. On va donc estimer la densité de 4 roches : le basalte, le granite, le gabbro et la péridotite. Pour ce faire on pèse chaque échantillon puis on détermine son volume dans une éprouvette contenant de l'eau. Les résultats obtenus par la classe sont les suivants : granite : 2,7 Page -19- basalte : 2,3 gabbro : 2,9 péridotite : 3,8 Comment ces roches se répartissent-elles dans la croûte et le manteau supérieur ? Utilisons plusieurs informations. Composition chimique des croûtes et des différentes roches : On constate que la croûte continentale est beaucoup plus riche en silice (32,2 %) que la croûte océanique (22 %). Cela signifie que les roches de la croûte continentale seront plus riches en silice que les roches de la croûte océanique. La croûte continentale est donc constituée de roches granitiques, alors que la croûte océanique est essentiellement constituée de basalte et de gabbro. Comme la densité du gabbro est supérieure, il est donc situé sous le basalte. Au dessus de cet ensemble, on trouvera des sédiments. Page -20- Sous le moho, un seul type de roche, la péridotite constitue le manteau. On retrouve par cette analyse les résultats de Wegener qui avait observer la bimodalité de la courbe des altitudes et des profondeurs. La nature des fonds océaniques est différente de la nature des continents. Coupe simplifiée du globe terrestre. Comment étudier une roche ? La première étude est l'étude à l'œil nu. Un échantillon de roche donne des renseignements précieux lorsqu'on l'observe. Voit-on des éléments bien distincts ou pas. Dans notre cas, on voit que trois roches ont des éléments distincts. Page -21- Le granite Le gabbro La péridotite Page -22- On dit que ces trois roches sont grenues car les cristaux apparaissent comme des petits grains. Les roches sont entièrement cristallisées, elles ont donc refroidi lentement, donc en profondeur. Ces roches sont des roches magmatiques plutoniques. Le basalte, au contraire ne montre aucun minéral différencié (sauf quelques inclusions). On dit que la roche est microlithique. La roche est imparfaitement cristallisée. Elle a donc refroidi rapidement et en surface. Le basalte est une roche magmatique éruptive. le deuxième critère est la couleur de la roche. Parmi les 4 échantillons, un seul présente une couleur claire, le granite. Cette couleur claire indique une forte présence de silice cristallisée sous forme de quartz. Les trois autres échantillons sont de couleurs sombres. Ils sont donc relativement pauvres en silice. Afin d'aller au delà de cette simple observation, on peut utiliser des lames minces de roches pour le microscope. La lumière normale ne donnant pas d'informations particulièrement nouvelles, on va utiliser la lumière polarisée. Un polariseur est une lame d'une substance qui sélectionne la lumière vibrant dans une seule direction; Page -23- Si on met deux polariseurs en série, on obtiendra un effet particulier, l'extinction, si les deux polariseurs sont perpendiculaires. Deux polariseurs parallèles. Deux polariseurs perpendiculaires. Page -24- On appelle polariseur le premier et analyseur le second polariseur. La lumière obtenue est dite LPA (lumière polarisée et analysée). Si on intercale entre le polariseur et l'analyseur, une lame de roche, les cristaux vont prendre une couleur caractéristique et donneront un angle d'extinction particulier. On peut fixer un dispositif de polarisation sur un microscope photonique. A gauche, l'analyseur et à droite, le polariseur. Page -25- Installation du dispositif sur un microscope. Sur le granite, on observera surtout le quartz qui donne une couleur grisâtre et le mica qui donne une couleur rougeâtre. On repérera que les cristaux sont jointifs. Le gabbro présente aussi des cristaux jointifs. On voit bien des cristaux jaunes de pyroxène et des cristaux à rayures (pyjama !) de plagioclase On peut apercevoir aussi des cristaux d'olivine qui prennent des teintes vives de couleur variée. Page -26- Sur le basalte, il est difficile de repérer les minéraux, car ils sont petits (microlithes) et entouré d'une pâte amorphe (non cristallisée) ou verre. On peut parfois repérer des phénocristaux (grand cristaux) de pyroxène ou de plagioclase. La péridotite est essentiellement constituée d'olivine. Les cristaux prennent des teintes très différentes. Les traces noires correspondent à une hydratation de la roche. Page -27- On peut résumer l'ensemble des observations sur les roches par le tableau suivant : La limite entre la croûte continentale et la croute océanique ne se situe pas à la limite entre le continent et l'océan car celle-ci est assez fluctuante en fonction de la montée ou de la baisse des océans. Cette limite se situe au niveau du plateau continental qui Page -28- est la véritable limite océan-continent. Elle est marquée par le passage du basalte au granite. La croute continentale est constituée d’un socle granitique, le plus souvent recouvert par des couches sédimentaires soumises à l’érosion ; ces formations sédimentaires existant avant l’apparition de la marge sont appelées « pré-rift ». Lors de l’ouverture océanique, la croûte continentale est fracturée et, dans les zones qui s’affaissent, se déposent les sédiments qualifiés de « syn-rift ». Enfin, la marge étant installée, la troisième séquence sédimentaire, celle des sédiments « post-rift », recouvre uniformément toute la zone submergée. Page -29- La mise en évidence de l'expansion océanique (1ère S). Publié le 4 février 2012 par svtmarcq.over-blog.com Topographie sous-marine Dans les années 50, on a commencé à avoir des instruments permettant de mieux explorer les fonds océaniques. Le perfectionnement des sous-marins et l'invention du sonar furent déterminant. Le planisphère ci dessous est une carte contenant des indications de profondeur océanique. On peut construire, à partir de cette carte des profils de fonds océaniques, qu'on appelle des coupes bathymétriques. Elles permettent de mettre en évidence les reliefs des fonds océaniques. C'est par de telles méthodes qu'on obtient les coupes d'océan du document ci-dessous : Page -30- On peut constater que les océans n'ont pas la même structure : — l'océan Atlantique sud ne possède pas de fosse — l'Atlantique nord possède une fosse du côté ouest — le Paciifique présente une fosse sur l'enemble de ses côtes. Oo peut constater aussi que les dorsales médio-océaniques sont différente, plus étroite et mieux marquée dans l'Atlantique/ La signification de ces structures apparaît lorsqu'on observe un planisphère des zones volcaniques terrestres. Page -31- On peut constater que les zones volcaniques correspondent, à la fois, au ones de dorsales et au zones de fosses océaniques. Ces zones sont donc les zones de dissipation de l'énergie terrestre. On peut le voir facilement si on mesure le flux thermique dissipé au niveau du globe. Page -32- L'étude du magnétisme terrestre Si on soumet de la limaille de fer à l'action d'un aimant, on observe que la limaille se place de façon à faire apparaître des figures qu'on appelle des lignes de champs magnétiques. Dès le XIXème siècle, on sait que la terre se comporte comme un gros aimant : c'est le phénomène de géomagnétisme. On peut schématiser le champs magnétique terrestre de la façon suivante : Page -33- A l'intérieur du noyau, à 5100 km de profondeur, il existe une dicontinuité dite discontinuité de Lehman qui sépare un noyau externe de nature liquide d'un noyau interne, ou graine, solide et riche en fer et nickel. Comme cette graine ne rtourne pas tout à fait à la même vitesse que le reste du globe, et du fait de la présence de métaux différents à l'extérieur et à l'intérieur, la terre devient alors une gigantesque dynamo auto-entretenue par la rotation terrestre. Vers 1900, le géologue Bernard Bruhnes (1867-1910) fait une observation intéressante en étudiant des coulées de basalte dans le Massif Central. Page -34- Il constate que l'aiguille de la boussole est déviée lorsqu'il la pose sur une coulée. Le basalte contient donc des cristaux de fer magnétique ou magnétite. Plus étonnant, selon l'âge de la coulée, la variation de champs magnétique observée n'est pas la même. On peut mesurer l'intensité d'un champ magnétique en utilisant un appareil appelé tesla mètre. Lorsqu'on mesure l'intensité du champ magnétique sur une coulée, on peut observer des valeurs supérieures au champ actuel (zones d'anomalie positive) ou inférieures au champ actuel (zones d'anomalie négative). La seule façon d'expliquer ces anomalies c'est de considérer que le vecteur champ magnétique de la coulée, s'ajoute au vecteur champ magnétique terrestre. Dans le cas des anomalies négatives, il faut alors conclure que le vecteur champ magnétique de la coulée à une direction opposée au vecteur champ magnétique terrestre. Page -35- On a mis en évidence que les cristaux de magnétite s'orientent selon le champ magnétique présent à l'époque pendant la phase de refroidissement de la roche. On appelle point de Curie, la température sous laquelle la magnétite est cristallisée et donc orientée selon le champ magnétique. On appelle ce phénomène la thermorémanence magnétique. Page -36- Pour expliquer les zones d'anomalies magnétiques négatives, il faut donc faire l'hypothèse qu'à certaines périodes, le champ magnétique terrestre était inverse du champ magnétique actuel. On appelle période normale, une période où le champ magnétique est équivalent au nôtre et période inverse, une période où le champ magnétique est dirigé à l'envers du nôtre. Page -37- Ces observations ont été capitales pour la mise en place du modèle d'expansion océanique que nous avons actuellement. En 1963, Vine et Matthews font des mesures de champ magnétique sur un fond océanique, sur la dorsale Juan de Fuca située au large de côte pacifique du Canada. Ils obtiennent un tracé qu'on appelle "peau de zèbre". Page -38- Ce tracé montre une alternance d'anomalies positives et négatives. Interprétons ce tracé en utilisant une autre zone océanique. Le graphe suivant représente la courbe magnétique d'un demi océan Atlantique. A droite la zone de la dorsale. Les chiffres situés au dessus représentent certaines anomalies particulièrement importantes. En dessous, on a la distance de l'anomalie depuis la dorsale. Par exemple, l'anomalie 34 est située à 1300 km environ de la dorsale. On a ensuite, daté les anomalies. Le résultat des datations est présenté sur le calendrier suivant : Par exemple; l'anomalie 34, date de 84 millions d'années. Plus les anomalies sont éloignées de la dorsale, plus elles sont anciennes. En rapprochant cette observation de la courbe précédente, on peut calculer la vitesse de déplacement de cette anomalie. La valeur s'exprime en cm par an. 1300 km = 130 000 000 cm. Donc 130 000 000 : 84 000 000 = 1,5 cm par an environ. Cette partie du fond océanique se déplace de 1,5 cm par an environ. Une autre observation est importante. Les anomalies magnétiques sont symétriques de part et d'autre de la dorsale. On peut donc en conclure deux choses : — il y a un phénomène d'expansion océanique au niveau des dorsales Page -39- — c'est au niveau de la dorsale que la nouvelle croûte se forme. C'est donc une zone de divergence de la croûte. Mais un nouveau problème se pose immédiatement : si on estime que la croûte océanique se forme au niveau des océans et que le volume terrestre est constant, ce la signifie que la croûte océanique doit disparaître quelque part. Pour résoudre ce problème revenons à la topographie des océans. On a vu que le long du Pacifique, il existe des fosses océaniques et que ce sont des zones à fort volcanisme. Dans les années 40, deux géologues, Benioff et Wadati, avaient étudié la répartition des séismes dans ces zones. Prenons le cas du Japon : Page -40- On constate que les séismes se répartissent en trois bandes selon leur profondeur. On peut visualiser ce type de répartition avec le logiciel sismolog. On fait une coupe du type AB (ici c'est l'Indonésie qui a été choisie) Page -41- La présence de ces séismes est une anomalie dans un manteau relativement souple (ductile). Si on fait des mesures de températures, on constate que cette zone de séismes (appelée plan de Benioff-Wadati) est beaucoup plus froide que le manteau. La seule explication satisfaisante est que le plan de Benioff matérialise la plongée du fond océanique froid et solide dans le manteau chaud et ductile. On appelle ces zones, des zones de subduction. Ce sont les zones de convergence des croûte et de disparition de la croûte océanique. C'est dans ces même années, que le géologue américain Harry Hess (1906-1969) avait présenté son modèle de t"apis roulant des fonds océaniques" (sea floor spreading). Page -42- Ce modèle est tout à fait cohérent avec les obsevation sur le magnétisme terrestre et sur le plan de Benioff-Wadati. Intéressons nous maintenant au mécanisme de déplacement des plaques. Nous savons que le manteau est trop rigide pour permettre un déplacement latéral de la croûte. Cependant, on peut faire l'observation suivante : Page -43- On constate que la vitesse des ondes P diminue légèrement dans une zone du manteau située entre 100 et 250 km de profondeur. On appelle cette zone, la LVZ (low velocity zone). Cette diminution de la vitesse correspond à une légère augmentation de ductilité du manteau. On peut voir sur le diagramme pression-température précédent que c'est dans la LVZ que la courbe de fusion des péridotites est le plus proche du géotherme (courbe de température du globe). C'est cette particularité qui explique que le manteau est légèrement plus mou dans cette zone qu'ailleurs. C'est donc à ce niveau que le déplacement latéral peut se faire. On distingue donc la lithosphère rigide formé de la croûte et du manteau supérieur et l'asthénosphère plus ductile qui commence au niveau de la LVZ et qui est formée par le manteau inférieur. La lithosphère peut glisser sur l'asthénosphère, permettant la dérive des plaques lithosphériques. On a pu constater que les dorsales sont striées par des failles très importantes qu'on a appelé des failles transformantes. Page -44- Les failles transformantes apparaissent dès la naissance d'une dorsale et font partie de sa structure. On peut les schématiser de la manière suivante : Les failles transformantes sont le résultat du déplacement d'une calotte rigide (une plaque) sur la un solide qui est un ellipsoïde de révolution (la Terre). SI la vitesse angulaire des plaques est la même en tout point, leur vitesse de déplacement latéral varie en fonction de la position sur la planète. C'est ce qui explique l'existence des failles transformantes. Page -45- Certaines failles transformantes peuvent avoir un trajet intra-continental. C'est le cas de la faille de San Andrea dont les mouvements sont responsables de la forte sismicité de la Californie. Page -46- Sur les photos suivantes, on peut voir le résultat des mouvements de la faille de San Andrea. Page -47- Dans les années 70, on a construit un modèle appelé Tectonique des plaques rigides. Dans ce modèle, seule les limites de plaque (dorsales et zones de subduction) sont actives. A la même période, Des géologues commencent à s'intéresser à d'autres volcans très particuliers qu'on peut observer au milieu des plaques, aussi bien en milieu océanique qu'en milieu continental. On appelle volcanisme de point chaud, ce volcanisme intraplaquale. Page -48- Un des exemples les plus caractéristiques est l'archipel des îles Hawaï. L'observation de la carte nous montre que les îles sont alignées et que l'âge des roches augmentent avec l'éloignement du volcan actif (l'ensemble Kilauea-Monakea) sur la Grande île). On explique cette structure par le fait que le volcanisme de point chaud nait à très grande profondeur (limite manteau/noyau) et peut être considéré comme fixe par rapport à la plaque qui se déplace au dessus. Page -49- Le vocanisme de point chaud est caractérisée par une lave basaltique hyper-effusive qui donnne naissance à des volcans dit boucliers à faible pente. La lave produit des coulées très longues et des fontaines particulièrement impressionnantes comme dans le Kilauea. Page -50- Si on considère que le point chaud esr un point fixe, on peut facilement calculer la vitesse de déplacement de la plaque qui est située au dessus. On prend comme exemple les îles de la Société. Page -51- Le calcul donne une valeur de déplacement de 15 cm par an environ pour une direction ouest nord ouest. Photos de l'île de Méhétia, zone actuelle de l'activité du point chaud. On peut comparer ce résultat à ceux obtenus avec les balises GPS (global positionning system). On mesure la vitesse grâce à des bornes GPS positionnées sur l'ensemble du globe. Page -52- Une balise GPS se présente de la façon suivante : Le système GPS fonctionne avec 3 satellites et la borne GPS. Ce système de quadrangulation permet au système de travailler sur 3 paramètres, la vitesse longitudinale (nord-sud), la vitesse latitudinale (est-ouest) et la vitesse altitudinale de la plaque. Page -53- Nous allons travailler uniquement sur les vitesse longitudinales et latitudinales. Le déplacement d'une borne GPS se présente de la façon suivante : A partir des valeurs du tableau, on construit facilement le vecteur résultant sur un systèle d'axe de ce type : Page -54- Le tableau permet d'orienter aussi le vecteur vitesse. On obtient ainsi, le type de construction suivante pour un vecteur de la plaque Pacifique comme la borne de Tahiti : Sur le planisphère suivant, on a porté les vitesses de déplacement des plaques : Page -55- On constate qu'on obtient des vitesses de déplacement de l'ordre de 7 cm par an, ce qui correspond à la moitié de la valeur obtenue en utilisant le déplacement par rapport au point chaud. On peut expliquer cette différence par le fait que la vitesse de déplacement n'est pas constante au cours du temps, mais aussi que la remontée du panache de magma depuis 2900 km de profonfdeur ne se fait pas obligatoirement à la verticale. Remarquons aussi que si la vitesse de déplacement d'une plaque Atlantique est de l'ordre de 1 à 2 cm alors que celle du Pacifique est de 7 cm. Il existe donc, des dorsales lentes et des dorsales rapides. Pour estimer l'âge des fonds océaniques, on peut utiliser aussi les dépots sédimentaires. On fait des sondages afin d'arriver au niveau du sédiment déposer directement sur la lithosphère océanique. Page -56- On obtient le résulta suivant sur l'Atlantique. Un planisphère des âges des sédiments donne ce type de représentation : Page -57- On constate que les plus vieux fonds date de 180 millions d'années ( le cas de la Méditerranée est à mettre à part). C'est un nouvel argument pour l'idée du renouvellement du fond océanique. On sait que la dorsale est traversée en son centre par un rift qui est la zone active. Comment le renouvellement du fond se fait-il dans cette zone ? Un des rares points du globe où l'on puisse voir la manifestation de l'activité riftale est l'Islande qui est une île entièrement volcanique. Page -58- La photo suivante montre la fissure Laki où se produisit en 1783 une des éruptions les plus importantes des temps historiques. 12 km3 de laves furent éjectées. Une autre zone correspondant à l'activité du rift est la grande fissure de Krafla qui est la manifestation de la tectonique extensive à l'œuvre en Islande. Page -59- Comment ce système fonctionne t-il ? On peut faire une expérience analogique grâce un montage simple : Page -60- Page -61- On peut constater sur cette modélisation simple, que la mise en place d'un rift et son activité, se fait avec l'apparition de grandes fractures parallèles à l'axe, appelées failles. Page -62- Une zone de divergence, comme un rift, est caractérisée par la présence de failles normales : Page -63- Une zone de convergence, au contraire, comme une zone de subduction, est caractérisée par des failles inverses : C’est donc dans les zones de dorsale que se situent les zones de remontée magmatiques permettant la mise en place de la nouvelle lithosphère océanique. On peut faire une petite expérience analogique en utilisant deux huiles à des températures différentes. Page -64- On observe une bulle de liquide qui monte au niveau du chauffage. Petit à petit le milieu s'homogénéise. c'est le chauffage par convection caractéristique des liquides. Si on considère que le manteau est un miieu de nature liquide, on peut donc estimer que de phénomènes de convection peuvent s'y développer. C'est au niveau de la branche ascendante des cellules de convection que se situe la dorsale et le rift. Si on mesure la vitesse des ondes sismiques dans la zone de dorsale (tomographie sismique), on observe la répartition suivante : Page -65- On peut constater que dans la zone de dorsale, la vitesse des ondes diminue. Cela signifie que le milieu est plus ductile (plus mou). On a un magma qui s'installe. On peut observer sur le document ci-dessous, la présence de la chambre magmatique, notamment grâce à l'enregistrement des ondes sismiques. On peut supposer que la baisse de pression subit par le matériel mantellique au sommet de la cellule de convection entraîne une fusin de ce matériau. L'étude d'un diagramme pression/température va nous aider à comprendre ce qui se passe au niveau de la dorsale. Page -66- On constate que le géothermie de la dorsale coupe entre 20 et 80 km de profondeur la zone de passage d'une péridotite solide à une péridotite partiellement fondue. Cela signifie que dans c'est dans cette zone du graphe que se situe la chambre magmatique, c'est à dire à faible profondeur. Certains minéraux ont des températures de fusions plus basses que d'autres. L'olivine (constituant principal de la péridotite) a une température de fusion plus haute que le pyroxène et le plagioclase. Cela signifie que ces deux minéraux fondent plus vite et se retrouve dans la partie liquide du magma. C'est de cette fusion partielle de la péridotite que nait le basalte et le gabbro. Le tableau suivant, correspondant à des résultats obtenus lors d'une fusion en autoclave, permet de constater que le basalte formé correspond environ à une fusion de 15 à 20% de la péridotite d'origine. Page -67- Lorsque le basalte apparaît à la surface, il est encontacte avec une eau très froide. La couche externe se solidifie rapidement sous forme de boudin, alors que le centre continue a être en fusion. On parle de pillow-lava ou lave en coussin. Sur le schéma est résumé l'essentiel du fonctionnement de la tectonique des plaques. Page -68- Page -69- Chapitre 1 : la mobilité des continents Comment Wegener a-t-il abouti à la théorie de la dérive des continents ? Quelles sont les caractéristiques des roches continentales et des roches océaniques ? I – Histoire de la théorie de la dérive des continents TP : mobilisation des acquis de 4ème + étude des arguments de la théorie de la dérive des continents Informations sur le chapitre Page -70- Bilan : Wegener propose à partir de différents arguments sa théorie de la mobilité continentale en 1912. – – arguments arguments géographiques paléontologiques : : complémentarité comparaison de la des faune côtes, emboitement et de la flore – arguments pétrographiques : traces de – arguments structuraux : chaînes de montagnes ( Appalaches, Scandinavie, Afrique du nord) glaciation Ces observations conduisent Alfred Wegener à proposer l’hypothèse selon laquelle un supercontinent, la Pangée, se serait fragmentée entraînant une dérive des continents issus de cette fragmentation. Dans ce modèle les continents sont portés par une couche de nature différente (plus dense) qui constitue aussi les fonds océaniques et sur laquelle ils dérivent. Cours de R.Rodriguez ici Du Page -71- fixisme au mobilisme En savoir plus : conférence en ligne Télécharger le diaporama Page -72- Page -73- Alfred Wegener aurait aimé le GPS : lire l’article Page -74- Accéder au jeu de cartes II – Les études sismiques de la planète A/ Qu’est-ce qu’un séisme ? schéma du séisme vu en 4ème Page -75- Page -76- Un séisme est due à une rupture brutale des roches en profondeur. cette rupture située au niveau du foyer est provoquée par des contraintes accumulant de l’énergie. L’énergie dégagée lors de la rupture engendre des ondes sismiques. B/ Les différentes ondes sismiques Page -77- Lorsqu’une onde sismique passe d’un milieu à un autre (avec des propriétés différentes), la vitesse change et la trajectoire est déviée. La limite entre les 2 milieux est appelée discontinuité. Page -78- C/ Structure interne de la Terre TP Sismologie – Accès au logiciel Zombre On observe entre 2000 et 3000 km de profondeur un saut de vitesse. S’il y a un saut de vitesse alors les ondes ont traversé un milieu de nature différent. Au début du XXème siècle, Gutenberg interprète la zone d’ombre et donne son nom à cette discontinuité de Gutenberg = limite entre le manteau profond et le noyau. Page -79- Page -80- III – Les roches de la croûte océanique TP roches de la croûte océanique : le basalte et le gabbro– Fiches « notions de pétrologie » – Fiche « Microscope polarisant » Reconnaître les minéraux : Le basalte est une roche du plancher océanique. C’est une roche à structure microlithique qui contient des minéraux non visibles à l’œil nu : des microlites. Ces microlites sont contenus dans une pâte vitreuse. Le basalte est une roche issue d’un magma ayant refroidit rapidement. Le gabbro a une structure grenue. Ses minéraux sont visibles à l’œil nu. Le gabbro est une roche magmatique plutonique. Le gabbro est une roche issue d’un magma ayant refroidit lentement. Page -81- Le basalte et le gabbro ont la même minéralogique : pyroxène, olivine et feldspaths. Le basalte et le gabbro ont la même composition chimique : atomes d’oxygène, de silicium, de calcium, de magnésium, d’aluminium et de fer. – Calcul de la densité du gabbro et du basalte en TP Mesure de la densité approchée d’une roche « Le refroidissement plus ou moins rapide des magmas conduit à des roches de textures différentes. Un exemple de cristallogenèse avec la vanilline. » Source. Olivine IV – Les roches de la croûte continentale TP étude du granite : une roche de la croûte continentale Page -82- Excellent site pour reconnaître les minéraux : Le granite est une roche magmatique plutonique composée de gros minéraux. La structure du granite est grenue. On observe dans le granite du quartz, du feldspaths et des micas. La composition chimique du granite est proche de la composition globale de la croûte continentale. Les granites sont riches en potassium et en sodium. Page -83- Cours sur le granite et son altération Biotite V – Le manteau terrestre Page -84- Page -85- Les roches du manteau sont remontées à quelques endroits sur Terre. Les péridotites sont composées d’olivine et de pyroxènes.Les péridotites sont des roches riches en oxygène, fer, magnésium et silicium. LOGICIELS pour REVOIR les NOTIONS Page -86- Animations bilan Page -87- Page -88- Page -89- Chapitre 2 : de la dérive des continents à la tectonique des plaques Quels sont les apports des nouvelles données concernant le domaine océanique ? Comment s’est construite la théorie de la tectonique des plaques ? I – L’hypothèse de l’expansion océanique A/ Carte des fonds océaniques – réalisation de coupe avec tectoglob Page -90- On appelle la bathymétrie : la cartographie des fonds marins. Lien : l’apport de l’étude des fonds océaniques Page -91- Diaporama à télécharger ici B/ Argument géothermique Le flux géothermique est la quantité de chaleur d’origine interne dégagée à la surface de la Terre par unité de temps et de surface (W/m²). On remarque que ce flux est inégalement réparti. Au niveau des dorsales océaniques, ce flux géothermique est le plus important. Page -92- C/ Hypothèse de Harry Hess En 1962, Harry Hess propose que le plancher océanique se forme au niveau de la dorsale et s’en écarte de part et d’autre à la manière d’un tapis roulant. Des mouvements de convection entraînent le matériel au niveau des dorsales et disparaissent au niveau des fosses océaniques. –> Accès au schéma en ligne Page -93- II – Le magnétisme des roches magmatiques A/ Qu’est-ce que le champ magnétique terrestre ? Le champ magnétique terrestre est caractérisé par ses deux pôles magnétiques (nord / sud), sa direction et son intensité. En savoir plus sur le champ magnétique Mise en évidence d'un champ magnétique en 1ère S https://t.co/n7dgGstOjw #SVT pic.twitter.com/Fj94cEX5mB — Julien Cabioch (@vivelesSVT) 28 novembre 2018 B/ Comment le champ magnétique s’enregistre-t-il dans les roches magmatiques ? Propriétés magnétiques du basalte Page -94- « Expérience montrant qu’une tige en fer perd ses propriétés magnétiques lorsque l’on élève sa température au-delà de 700°C environ (température de Curie pour le fer) et que cette même tige en fer est de nouveau attirée par un aimant lorsque sa température redescend sous le point de Curie. On parle d’aimantation thermorémanente. » source. Page -95- C/ Etude des anomalies magnétiques et vitesse d’expansion océanique Une anomalie positive correspond à la mise en place d’un basalte durant une période de champ magnétique similaire au champ magnétique actuel. Page -96- Une anomalie négative correspond à la mise en place d’un basalte pendant une période où le champ magnétique était l’inverse d’aujourd’hui. Animation à ouvrir avec Internet Explorer : Bilan : les basaltes enregistrent lors de leur formation le champ magnétique terrestre. En mesurant le champ magnétique dans un axe perpendiculaire à la dorsale, on va enregistrer des anomalies positives ou négatives. Ces anomalies sont symétriques de part et d’autres de la dorsale. La symétrie de part et d’autre de la dorsale est interprétée comme un marqueur de l’expansion océanique. Les laves basaltiques se refroidissent instantanément en arrivant à la surface et repoussent les basaltes déjà présents (= tapis roulant). Merci Chloé ! Cours complet sur ces notions ici Page -97- Etude de la dorsale Pacifique Page -98- Document en ligne ici Et en réalité augmentée ? Page -99- III – Lithosphère et asthénosphère A/ Etude sismique des fosses océaniques – TP sismolog Sur les pas de Messieurs Benioff&Wadati #SVT https://t.co/n7dgGstOjw pic.twitter.com/hex132rPYo — Julien Cabioch (@vivelesSVT) 5 décembre 2018 Page -100- en 1ère S L’étude de la localisation des foyers sismiques au niveau des fosses montre une répartition des foyers qui suit une trajectoire jusqu’à 700 km de profondeur. – Exercices sur copie sur les travaux de Wadati et Benioff – Principes et apports de la tomographie sismique B/Variation de la vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur Page -101- Page -102- B/ Le modèle de la subduction Page -103- Lithosphère = couche superficielle cassante du globe terrestre épaisse d’environ 100 km, constituée de la croûte et de la partie superficielle du manteau Asthénosphère = enveloppe située sous la lithosphère entre 100 et 700 km. L’asthénosphère constitue la partie ductile du manteau supérieur. Sa limite supérieure est l’isotherme 1300°C. Répondre aux questions p.105 Schéma-bilan –> Chapitre 3 : la tectonique des plaques L’info en + Page -104- Page -105- Chapitre 3 : le modèle actuel de la tectonique des plaques Comment s’est construit ce modèle ? Quels sont les nouveaux apports pour enrichir ce modèle ? I – Une lithosphère découpée en plaques rigides A/ Les failles transformantes Livre Le déplacement s’effectue au niveau d’un axe de rotation appelé pôle eulérien. p.114-115 Bilan : les failles transformantes sont de grandes cassures qui décalent l’axe de la dorsale. En 1965, Wilson met en évidence le mouvement de coulissage au niveau des failles transformantes (forte activité sismique). Cette étude conduit à la théorie de la tectonique des plaques. Les déplacements de plaques correspondent à une rotation autour d’un axe : le pôle eulérien. Le géologue français Le Pichon a divisé la lithosphère en 6 grandes plaques en 1967. A la limite des plaques, Le Pichon a mis en évidence 3 mouvements : – divergence au niveau Page -106- des dorsales (accrétion) – convergence au niveau des fosses – coulissage ou décrochement Plus d’informations B/ Le volcanisme de point chaud Page -107- océaniques (subduction) Doc 1 et 2 p.118 Bilan : l’alignement de volcans d’âge croissant au sein d’une même plaque valide aussi le modèle global de la tectonique des plaques. Ce volcanisme intraplaque provient de l’activité d’un point chaud dont le magma perfore de temps à autre la plaque pour former un édifice volcanique. L’alignement prouve que la plaque se déplace. Plus d’informations en ligne II – Le renforcement du modèle A/ Etude des sédiments des fonds océaniques Dès les années 1960, des forages sont réalisés pour étudier les sédiments qui sont sur la croûte océanique. Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les couches de sédiments sont épaisses. Les sédiments les plus anciens sont les plus éloignés de l’axe de la dorsale. Page -108- Accès au site Bilan : plus on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plus la couche de sédiments est épaisse et plus les sédiments sont âgés. Grâce aux fossiles, on peut déterminer l’âge des sédiments et donc la vitesse d’expansion océanique. B/ L’apport du GPS AP : fonctionnement du GPS Le GPS « global positioning system » est un système de positionnement par satellite. Ce système permet de positionner des points sur le monde : longitude, latitude et altitude. Le GPS permet de suivre les plaques en temps réel. Cette technique permet donc d’affiner le modèle de la tectonique des plaques. Le modèle actuel est affiné avec 14 plaques. Déplacement des plaques – dorsales rapides : ex/ Pacifique – dorsales lentes : ex/ Atlantique 2 à 4 cm/an Page -109- 10 à 16 cm/an Accès à la carte Directions et vitesses de déplacement des plaques lithosphériques en savoir + Page -110- III – Formation et disparition de la lithosphère océanique A/ La formation des roches TP Fusion partielle Au niveau de la dorsale, on observe une anomalie chaude suggérant une remontée de magma = remontée de l’asthénosphère. Cette dernière provoque une baisse de pression de la péridotite qui provoque le début de fusion de la roche. Cette fusion est dite partielle. Le magma s’infiltre dans la lithosphère et remonte progressivement. Définitions : – géotherme – solidus Page -111- – liquidus Une partie du magma remonte lentement et refroidit lentement et aboutira à la formation de gabbro. Une autre partie remonte rapidement le long des failles et refroidit brutalement cela donnera du basalte. Une dorsale B/ La subduction Une zone de subduction Schéma bilan Page -112- Accès ici En savoir + : la tectonique des plaques de 1968 à 2013 Accès en ligne http://didac.free.fr/softs/svt/ http://bourdan-svt.e-monsite.com/pages/methodologie/liens-vers-les-telechargements-deslogiciels-utilises-en-svt.html http://svt.ac-dijon.fr/spip.php?article206 https://www.ec44.fr/tice/jpg/logsvt.htm Page -113- http://biodino64.blogspot.com/p/blog-page_13.html http://bouteloup.pierre.free.fr/iufm/aimant/ex/ex.html https://www.leprofduweb.com/premiere/s/sciences-de-la-vie-et-de-laterre/naissance_d_une_idee_:_histoire_de_la_derive_des_continents/svt-premiere-naissance-de-lidee-de-la-derive-des-continents-cours-video-en-ligne http://www.annales.org/archives/cofrhigeo/wegener-lemoine.html https://sites.google.com/site/svtpremiere2011/home http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/histoire-tectonique-plaques.xml https://fr.slideshare.net/cours-coltice/cours2-des-lments-aux-roches https://fr.slideshare.net/cours-coltice/chapitre-5-tectonique-des-plaques http://forum-svt.ac-toulouse.fr/viewtopic.php?t=5766 Les SVT au LEC avec Mme Martin https://sites.google.com/site/svtlecmartin/home/term-s-spe-svt Les arguments de Wegener (1ère S) http://acces.ens-lyon.fr/acces/thematiques/geosciences3d/enseigner/la-derive-des-continents Vive les SVT Page -114- De la dérive des continents à la tectonique des plaques http://www.vivelessvt.com/lycee/de-la-derive-des-continents-a-la-tectonique-des-plaques/ Back to Post :44 Nouveau Schéma Bilan Géologie Terminale S https://diecastandbeyond.com/schema-bilan-geologie-terminale-s/schema-bilan-geologie-terminales-frais-2/ Corrigés des SUJETS DE TYPE I Partie 1B - Le domaine continental et sa dynamique. http://svt.prepabac.s.free.fr/prepaBAC/Type_I/corriges_type_I/1BgeolCORRIGE.htm SUJETS DE TYPE I - Partie 1B - Le domaine continental et sa dynamique. http://svt.prepabac.s.free.fr/prepaBAC/Type_I/sujets_types_I/1Bgeol.htm#BAC2013_typeI http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/formation.ocean.html La mise en évidence de l'expansion océanique (1ère S). http://svtmarcq.over-blog.com/article-la-mise-en-evidence-de-l-expansion-oceanique-1ere-s96325577.html Page -115- 1.3.4 - La formation des chaînes de montagnes http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/ch.montagnes.html http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/plan.section.1.html https://jpb-imagine.com/Sharjah/4nouv/41activglobterre/doc41/Chap3/Chap136.html Cours de SVT - Plancher océanique et sédimentation http://www.maxicours.com/se/fiche/6/1/378361.html http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/fonds-oceaniques.xml Page -116- Cours de SVT - La structure interne de la Terre http://www.maxicours.com/se/fiche/6/5/380765.html http://www.vivelessvt.com/lycee/de-la-derive-des-continents-a-la-tectonique-des-plaques/ Page -117- https://sites.google.com/site/svtlecmartin/home/1ere-s/th-1-chapitre-2-l-etude-des-fondsoceaniques-et-l-apport-de-nouvelles-donnees https://sites.google.com/site/svtlecmartin/home/1ere-s/th-1-chap-1-un-modele-la-derive-descontinents Page -118-
