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Naissance du modèle de Wegener

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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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)
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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.
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On peut représenter ainsi les différents types d'ondes :
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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 :
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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.
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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.
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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.
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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.
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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).
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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.
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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.
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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
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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.
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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.
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Le granite
Le gabbro
La péridotite
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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;
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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.
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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.
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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.
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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.
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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
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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.
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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 :
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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.
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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.
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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 :
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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.
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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.
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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.
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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.
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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".
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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
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— 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 :
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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)
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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).
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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 :
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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.
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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.
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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.
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Sur les photos suivantes, on peut voir le résultat des mouvements de la faille de San
Andrea.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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 :
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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 :
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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.
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On obtient le résulta suivant sur l'Atlantique.
Un planisphère des âges des sédiments donne ce type de représentation :
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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.
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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.
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Comment ce système fonctionne t-il ? On peut faire une expérience analogique grâce
un montage simple :
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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-
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