CH5 :

CH4
STRUCTURE COMPOSITION ET DYNAMIQUE DE LA TERRE
INTRODUCTION : la terre est animée de mouvements à l’origine des séismes, du volcanisme et des montagnes. Son
organisation et son fonctionnement peuvent s’étudier par des observations de surface, mais seulement sur une très
petite épaisseur.
Comment connaître l’organisation profonde de la terre ? Comment expliquer son activité ?
Plan
I.
COMPOSITION DE LA TERRE :
A croûte continentale, B coute océanique, C manteau, D noyau
II.
STRUCTURE DE LA TERRE :
A Informations des séismes, B structure déduite de la sismique
III.
PLAQUES EN MOUVEMENT :
A définition d’une plaque, B repérage du mouvement des plaques
IV.
MAGMATISME LIEE A LA DIVERGENCE A contexte géophysique, B fusion partielle, C Refroidissement.
V.
EVOLUTION DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE A naissance de la lithosphère, B évolution de la lithosphère
VI.
MACHINE THERMIQUE
CONCLUSION
A Flux de chaleur, B Mécanisme d’évacuation de la chaleur.
I : COMPOSITION CHIMIQUE DE LA TERRE
plan
Quelles informations sur la composition de la terre apportent l’analyse des roches et des météorites ?
Comment cette composition permet-elle de comprendre la formation et la fonctionnement de la terre ?
A.
COMPOSITION DE LA CROUTE CONTINENTALE
1)
Roches de la croûte continentale : Ce sont surtout le granite et les roches métamorphiques, constituées des
mêmes minéraux : quartz, plagioclase ou orthose (feldspath), biotite ou muscovite (micas), qui s’imbriquent
entièrement les uns dans les autres donnant une structure holocristalline (en cristaux), dite aussi grenue (en
grains). La croûte superficielle est formée de roches sédimentaires issues de l’érosion des reliefs.
2)
Composition chimique : Le quartz contient de la silice (SiO2), les feldspaths des silicates d’alumine avec
calcium, sodium et potassium. Les micas contiennent des silicates d’alumine avec fer et magnésium en plus.
Œil nu
Granite
Croûte continentale
Sédiments et roches
volcaniques
LPA
Granite et roches
métamorphiques.
MOHO
Œil nu
Péridotite
LPA
Manteau
supérieur
Péridotites
B.
COMPOSITION DE LA CROUTE OCEANIQUE
plan
1)
Roches de la croûte océanique : Elle est formée de basaltes sur des gabbros, constituées des mêmes
minéraux : pyroxène, plagioclase, olivine, mais de structure différente : les petits cristaux du basalte dispersés
dans une pâte vitreuse (= verre) forment une structure hémi-cristalline ou microlithique (petits cristaux =
microlithes). Les cristaux du gabbro imbriqués les uns dans les autres forment une structure holocristalline.
La croûte océanique superficielle est formée de sédiments déposés sur le basalte.
2)
Composition chimique : L’olivine est constituée de silicate de fer et magnésium, les pyroxènes de silicates de
fer, magnésium et calcium, les plagioclases de silicate d’alumine avec calcium, sodium et potassium.
M
Sédiments
Basaltes en coussins
Complexe filonien
Basalte
LPA
Croute océanique
Œil nu
Gabbros
Gabbros lités
Péridotite
Manteau supérieur
Œil nu
Gabbro
LPA
k
m
7
COMPOSITION DU MANTEAU
plan
3)
Roche et composition chimique la péridotite, constituée d’olivine, silicate de fer et magnésium, et de
pyroxène, silicates de fer de magnésium et de calcium, en structure holocristalline.
4)


Apport de l’étude des 3 types de météorites :
Chondrite : amas de poussières (= chondres) provenant de petits corps célestes non différenciés.
Météorite pierreuse : amas de basalte-gabbro-péridotite, provenant de la partie externe des grands corps
astronomiques.
Météorite ferreuse : amas de fer et nickel, provenant de la partie interne des grands corps astronomiques.

Informations apportées par ces météorites
 Les météorites résultent de fragmentation par collision des corps célestes, eux-mêmes provenant de
l’agglomération et condensation de poussières solaires sous l’effet de l’attraction universelle
 Les matériaux les plus lourds migrent vers le centre et repoussent les plus légers en périphérie.
 Ces corps célestes présentent une structure concentrique de type manteau – noyau, qui résulte de l’attraction
universelle à laquelle la terre a aussi été soumise.
Formation de météorites
Nuage
interstellaire
C.
Formation de
petits corps
Accrétion d’une
planète
Bombardement
météoritique
Fin de la formation
des planètes
COMPOSITION DU NOYAU : Il semble composé d’oxydes de fer et de nickel sans roches connues
Différenciation : les éléments les plus denses se réunissent au centre
plan
Mercure
Noyau
interne
Fe, Ni, S
Noyau externe Fe,
Mg, O
manteau (Si, Al,
Na, K, Ca,….)
Vénus
noyau (Fe, Ni)
noyau (FeS)
manteau (Fe,Mg)
Terre
lithosphère
Mars
BILAN :
plan
La croûte continentale se compose de silice et silicates d’aluminium, avec un peu de calcium, potassium,
sodium, fer, magnésium. La croûte océanique contient moins de silice et plus de fer que la croûte
continentale. La péridotite du manteau est composée surtout d’olivine, minéral de silicate fer et magnésium.
Le noyau central contiendrait des oxydes de fer et de nickel.
Plus les matériaux contiennent du fer et moins de silice, plus ils sont denses et en profondeur : cette
répartition en couches concentriques résulte de l’attraction universelle sur les particules cosmiques
agglomérées et condensées formant la terre.
O, Si, Al, K, Na
continent
O, Si, Mg
Fe, Ni
d=Croute
2,7 continentale d= 2,7
Noyau
Croute océanique d = 2,9
d= 10 à 12
océan
d= 3,3 à 5
atmosphère
Manteau
H, O
d= 1
O, N
II : STRUCTURE INTERNE DU GLOBE
plan
L’observation directe des roches et des météorites permet de considérer la terre comme un ensemble de 3 couches
concentriques : croutes de granite et basalte – manteau de péridotite – noyau métallique.
L’étude sismique permet de vérifier cette organisation dans les zones profondes inaccessibles.
A.
LES INFORMATIONS APPORTEES PAR LES SEISMES
Un séisme créé des ondes enregistrées par les sismographes. Un sismogramme montre plusieurs types d’ondes :
 les 1° ondes, ondes P, les plus rapides, représentent l’onde de compression de la matière.
 les 2°ondes, ondes S, plus lentes, représentent des ondes de cisaillement de la matière.
 les dernières ondes arrivées, très lentes, sont des ondes de surface responsables des destructions.
1.
Le décalage de temps entre les ondes P et S permet d’évaluer une distance entre la station et l’épicentre. Le
recoupement de plusieurs distances station-épicentre permet de déterminer l’épicentre, à la verticale du foyer.
Modification du temps
d’arrivée des ondes P/S/L
en fonction de la distance à
l’épicentre
25
Ondes L
Temps d’arrivée des ondes
(min)
Station C
C
Ondes S
Station B
Station A
A
20
foyer
épicentre
15
Un faible temps d’arrivée
signifie une grande vitesse
de propagation de l’onde.
Ondes P
10
5
0
Dist. / épicentre (Km)
0
1000
3000
5000
7000
9000
2.
Le décalage de temps entre les ondes directes et les ondes réfléchies par un changement de composition ou
d’état physique, permet de situer en profondeur les discontinuités.
Le décalage de temps entre les ondes P (directes) et PMP (réfléchies par le manteau) permet de situer la
profondeur de la discontinuité du MOHO, entre croute et manteau.
La zone d’ombre met en évidence la discontinuité entre le manteau et le noyau : discontinuité de GUTEMBERG
Mise en évidence des discontinuités de Gutenberg et Lehman
105°
Zone
d’ombre
142°
F
2900
km
5000
km
Zone d'ombre entre 105° et 142° :
 le rai qui arrive à 105° est tangent à la discontinuité.
 le rai immédiatement plus profond se réfracte 2 fois et apparaît à 183°.
 Les rais suivants se réfractent à des distances angulaires comprises entre 183° et 142°.
183°
Cependant des ondes faibles arrivent dans la zone d'ombre, résultant d'une réflexion sur la discontinuité de Lehman.
La vitesse des ondes change avec la nature chimique et l’état physique des roches.
3.
plan
La vitesse des ondes augmente avec la densité du milieu : plus la pression sur les molécules augmente, plus elles se
rapprochent les unes des autres, plus la densité augmente et plus la vitesse d’onde augmente.
La vitesse des ondes diminue avec la température du milieu : plus la température interne augmente, plus les
molécules s’agitent et s’éloignent les unes des autres, plus la densité de la matière diminue et plus la vitesse d’onde
diminue. Si le milieu est liquide, les ondes S ne passent et les ondes P diminuent fortement.
VP ET NATURE DES ROCHES
Domaine continental
Alpes
centrales
5
5
0
6,1
10
20
6
40
5,9
6,5
30
Prof.
(km)
8,2
8
1000
0
2000
°C
Km.s-1
0
2
50
1
2
3
4
150
6
8
P
100
6,7± 0,2
5
7
S
100
5,1± 0,6
8,1± 0,2
200
Zone proche des
conditions de
fusion de la
péridotite :
Roche plus molle
200
300
400
Prof.
(km)
250
Prof. (km)
VP et VS des enveloppes superficielles
géotherme
80
8
8,1
6
T° de fusion commençante
7,4
60
70
6,9
6,8
50
4
Ecosse
Profondeur sous le plancher océanique
Profondeur sous la surface continentale
Andes
2
Domaine
océanique
500
Prof. (km)
T° de fusion et géotherme
B.
STRUCTURE CONCENTRIQUE DEDUITE DE LA SISMIQUE
plan
Les variations brusques de vitesses, discontinuités majeures, résultent de variations de composition chimique.
Les variations plus faibles, discontinuités mineures, résultent de changements d’état physique.
1. 4 discontinuités : 2 discontinuités majeures correspondant à un changement de composition :

MOHO à 8/10/80 km (VP , VS ) : Changement croûte - manteau

GUTEMBERG à 2900 km (VP , VS = 0) : Changement manteau - noyau
2 discontinuités mineures correspondant à un changement d’état :

LVZ et asthénosphère à 100 km (VP et VS ) : manteau moins rigide

LEHMAN à 5100 km (VP , S  0) : Changement d’état du noyau : liquide à solide
2. Deux ensembles de couches concentriques

couches de compositions différentes : CROUTE continentale de granite, océanique de basalte
MANTEAU de péridotite
NOYAU de fer et de nickel

couches d’état physique différent : LITHOSPHERE = croûte + manteau supérieur rigide
LVZ et ASTHENOSPHERE = manteau supérieur peu rigide
MANTEAU INFERIEUR = manteau rigide sous l’asthénosphère
NOYAU EXTERNE = fer + nickel liquide
NOYAU INTERNE = fer + nickel solide
3. Des hétérogénéités latérales
Le manteau inférieur est moins rigide sous l’Afrique et sous le Pacifique, car probablement plus chaud.
La croûte terrestre présente de nombreuses variations de composition et d’état (dorsale, montagne…).
BILAN : La sismique confirme la structure en couches concentriques
plan
 de natures différentes : croûte - manteau séparées par MOHO, manteau - noyau séparés par GUTEMBERG)
 d’états différents : lithosphère et manteau inférieur séparés LVZ / asthénosphère, noyau externe et interne
séparés par LEHMAN.
Pression (GPa)
0
MOHO
LVZ / ASTHENOSPHERE
LVZ
100
200
300
400
100 km
670 km
670 km
Manteau
VP = 8 à 14 km/s
GUTEMBERG
2900 km
2900 km
Noyau externe
VP = 8.5 à 10,5 km/s
LEHMAN
5100 km
5100 km
Noyau interne
Graine
VP = 10 à 11,5 km/s
6370 km
13
11
9
Masse volumique (kg.dm-3)
7
5
3
6370 km
0
2000
4000
6000
Température (°C)
III PLAQUES EN MOUVEMENT
plan
La lithosphère est morcelée en plaques (dites aussi plaques tectoniques) mobiles les unes par rapport aux autres.
Comment les plaques lithosphériques s’organisent-elles ? Comment mesurer leur mouvement ?
A.
DEFINITION D’UNE PLAQUE LITHOSPHERIQUE
C’est une portion de lithosphère, relativement rigide et calme, limitée par des zones très actives, sismique ou
volcanique ou surrection de chaîne de montagne.
Exemples : Plaque Nord (Sud) Américaine, Pacifique, Eurasiatique, Nazca, Caraïbes, Indienne…
axe de rotation de
la Terre
axe de rotation
entre plaque A et
plaque B
d’après schéma de C. Allègre repris par P. Nougier
dorsale
subduction
cinétique des plaques lithosphériques
B.
REPERAGE DU MOUVEMENT DES PLAQUES
plan
1) La géodésie : mesure par GPS (= Global Positioning System) en temps réel du déplacement continu des plaques :
vitesse, direction, sens.
Ces mesures montrent que les plaques divergent ou convergent ou coulissent.
14,2 mm/an
Höfn
HOFN
REYK
Reykjanes
100 km
18,9mm/an
latitude relative (cm)
11,3 mm/an
0
REYK latitude
2
0
-2
pente = 19 mm/an
-5
latitude relative (cm)
4
5
HOFN latitude
pente = 14,2 mm/an
-4
- 10
2000
année
2001
2002
2004
2005
2006
4
4
REYK longitude
2
longitude relative (cm)
0
2003
année
-6
2000
6
-4
2000
pente = - 11,3 mm/an
0
-2
longitude relative (cm)
22,1 mm/an
19mm/an
12,5 mm/an
2001
2002
2003
2004
2005
2006
HOFN longitude
pente = 12,5 mm/an
-4
année
2001
2002
2003
2004
2005
2006
année
-6
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2) Mouvements indiqués par les sédiments des fonds océaniques
plan
Les sédiments s’accumulent continuellement sur le fond océan.
Des carottes de sédiments peuvent être prélevées jusqu’au socle basaltique. La datation des couches sédimentaires
est possible : elle montre que les dépôts sont symétriques par rapport à l’axe de la dorsale et que la base des
sédiments de chaque colonne est de plus en plus jeune vers la dorsale.
Ces couches sédimentaires témoignent de l’expansion du fond océanique à partir des deux côtés de la dorsale
simultanément.
âge des plus vieux sédiments océaniques au contact du basalte de la lithosphère océanique
3) Marquage magnétique du fond des océans
plan
A leur sortie de la dorsale, les oxydes de fer des basaltes s’orientent suivant le champ magnétique terrestre (N/S) et se
figent en refroidissant.
Les mesures magnétiques du fond océanique montrent des anomalies positives et négatives :
 lorsque le champ magnétique des basaltes océaniques est du même sens que le champ magnétique du noyau,
les deux champs magnétiques s’additionnent : leur valeur totale est supérieure au champ magnétique moyen.
 lorsque le champ magnétique des basaltes océaniques est inversé par rapport au champ magnétique du noyau,
les deux champs magnétiques se soustraient : leur valeur totale est inférieure au champ magnétique moyen.
Ces anomalies magnétiques se disposent symétriquement par rapport à l’axe de la dorsale, et sont de plus en plus
âgées de la dorsale vers la périphérie : elles témoignent de l’expansion du fond océanique à partir des deux côtés de
la dorsale simultanément.
«FOSSILISATION» DES ANOMALIES MAGNETIQUES
T3 : polarité inverse
T2 : polarité normale
T1 : polarité inverse
4) Mouvements indiqués par le volcanisme intra-plaques
plan
Remontées permanentes de magma d’un point fixe stable de la limite noyau manteau. Alignement de volcans de + en
+ âgés avec éloignement point chaud : déplacement plaque.
ARCHIPEL DE LA SOCIETE (Pacifique)
Tahiti nui
Huahine
Moorea
SE
Tahiti iti
Mehetia
Pacifique
Plaque pacifique
lithosphère
Courant de matière:
basalte??
MANTEAU
Mouvement
Point chaud
fixe
dorsale
NW
2 hypothèses sur l’origine des points chauds : V
plan
o
l
c
a
n
î
l
e
NOYAU
BILAN : La lithosphère est divisée en plaques rigides peu actives délimitées
Z
o
n
par
e
Hypothèse basse
d
e
Z
o
n
e
f
u
s
i
o
n
d
e
(
1
0
0
k
m
d
i
a
m
è
t
r
e
)
MAGMA
t
r
a
n
s
i
t
i
o
n
solide très chaud
MANTEAU I NFERIEUR
Courant de convection
Point chaud
Z
o
n
e
Panache de manteau
ASTHENOSPHERE
MAGMA
Manteau supérieur
solide très
chaud
Panache
de manteau
Hypothèse haute
Océan
Croûte océanique
Z
o
n
divergent
e
des zones actives ; ces plaques
aux
dorsales et convergent aux fosses et aux zones de montagnes. La géodésie, le magnétisme,
l’analyse
des
sédiments
océaniques
d
d
et le volcanisme intra-plaque permettent de reconstituer les déplacements relatifs
e des plaques
e
f
u
s
i
o
n
Z
o
n
e
d
t
r
a
n
s
III : MAGMATISME AUX DORSALES
plan
L’activité volcanique et sismique des dorsales est importante : or les dorsales sont les limites divergentes des
plaques, c’est-à-dire un contexte géophysique d’expansion, d’écartement.
D’autre part, la coûte océanique basaltique contient les mêmes éléments chimiques que le manteau de péridotite.
Quel lien existe-t-il entre ces deux couches ? Comment se forme la croûte océanique ?
A.
CONTEXTE GEOPHYSIQUE DES DORSALES
1. Contexte en extension : L’axe d’une dorsale est une vallée d’effondrement formé de blocs effondrés séparés par
des failles normales et des failles ouvertes. Elles correspondent aux surfaces d’affaissement et de glissement
par étirement. Une dorsale représente les bordures divergentes de lithosphère océanique, lieu d’extension.
2. Contexte sismique : Les nombreux séismes de la dorsale sont provoqués par la rupture de la lithosphère
océanique lors de son écartement. Leur foyer est de faible profondeur (2/4 km).
3. Contexte volcanique : L’axe de la dorsale produit une grande quantité de basaltes liquides, (≈1200°C) qui se
solidifie très vite dans l’eau froide (≈2°C) sous forme de coussins ou de lacs de basalte, suivant le volume émis.
4. Contexte géothermique : Les mesures thermiques, indiquées dans les géothermes, montrent l’augmentation de
la température en fonction de la profondeur est la plus élevée au niveau de la dorsale.
Bilan : Au niveau de la dorsale, la pression est faible à cause de l’extension et la température est élevée. Ces
deux conditions géophysiques favorisent la fusion des roches.
B. FUSION PARTIELLE DU MANTEAU
plan
1. Conditions de fusion de la péridotite : Expérimentalement la fusion de la péridotite commence à 1100°C et finit à
1800°C. Entre ces extrêmes, des fractions de solide coexistent avec le liquide.
 Le solidus représente l’ensemble des débuts de fusion de la péridotite pour des pressions croissantes.
 Le liquidus représente l’ensemble des fins de fusion de la péridotite pour des pressions croissantes.
2. Lieu de fusion possible de la péridotite dans la lithosphère



Aucun géotherme ne recoupe le liquidus : la péridotite n’est donc jamais entièrement liquide.
Le solidus de la péridotite ne recoupe jamais les géothermes océaniques et continentaux : la péridotite est donc
toujours entièrement solide dans le manteau sous les océans et les continents.
Sous les dorsales, le solidus de la péridotite recoupe le géotherme vers 20km : cette petite zone de la lithosphère
permet une fusion partielle de la péridotite.
3. Mécanisme de fusion partielle




Sous la dorsale, l’écartement des plaques abaisse la pression : l’asthénosphère très chaude (1.300°C) peut
remonter de –100 à –20 km et entre en fusion partielle.
La fusion ne s’effectue qu’aux endroits de faible pression, c’est-à-dire dans les fissures et jointures des cristaux.
Les oxydes d’Al, Ca, Na, K fondent les plus rapidement.
Le liquide issu de la fusion partielle plus léger que le reste solide, remonte et s’accumule vers 5 km de
profondeur en formant une chambre magmatique sous la dorsale.
fusion de 3 %
fusion de 6 %
roche mère du magma
fusion de 12 %
fusion de 24 %
gouttes de liquide
magmatique
roche résiduelle
TEMPERATURE
PRESSION
4. résultat de la fusion partielle de la péridotite
La fraction liquide est enrichie en éléments fusibles (Al, Ca, Na, K) et appauvrie en éléments réfractaires (Fe Mg).
La fusion partielle de l’asthénosphère aboutit à la formation d’un magma basaltique et d’une péridotite résiduelle.
Matériel initial
Péridotite de
l’asthénosphère
Fusion partielle
Forte fusion d’éléments très fusibles :
Al, Na, K, Ca
Peu de fusion des éléments réfractaires :
Mg (Fe)
Ensembles produits
20 % de liquide magmatique enrichi en ces
éléments fusible : Al, Na, K, Ca
80% de péridotite résiduelle enrichie en Mg
1 km
7
9
basaltes
5 km
8
gabbros massifs
filons
4
5
chambre
3
6
gabbros lités
10 km
isotherme
2
1
péridotite résiduelle
foliée
MOHO
manteau «fondu»
5 km
C.
REFROIDISSEMENT DU MAGMA
plan
1. Refroidissement lent en profondeur
Ce refroidissement en profondeur fait cristalliser les minéraux les uns après les autres : cristallisation fractionnée :
les olivines et pyroxènes (Fe/Mg) cristallisent en premier, puis les plagioclases (Si/Al) : ils s’accumulent sur le fond de
la chambre magmatique en constituant les cumulats gabbros de plus en pauvre en olivine et pyroxène.
La cristallisation lente permet à toutes les molécules de s’associer en cristaux : la structure est holocristalline.
2. Refroidissement rapide en surface
péridotite de
l’asthénosphère
Fusion
partielle
Magma
basaltique
refroidissement →
cristallisation
En surface = rapide : BASALTE
En profondeur = lente : GABBRO
PERIDOTITE RESIDUELLE reste entièrement cristallisée
Lithosphère
L’écartement dans l’axe de la dorsale permet le passage du liquide magmatique chaud et léger. Son refroidissement
en surface au contacte de l’eau est rapide. La remontée par les failles permet la formation de petits cristaux mais la
partie liquide restante se fige en verre sans cristalliser. La cristallisation ne permet pas à toutes les molécules de
s’associer en cristaux : le basalte est de structure hémicristalline.
BILAN : La divergence en dorsale permet la remontée d’asthénosphère grâce à la basse pression et à la forte
chaleur. La péridotite fon partiellement : le liquide riche en AL, CA, K, Na remonte par les fissures, refroidit
lentement en profondeur formant le gabbro ou rapidement en surface formant le basalte en surface. La croûte
océanique résulte de la fusion partielle du manteau asthénosphérique, puis du refroidissement du magma
basaltique. La lithosphère océanique est la superposition de la croûte océanique et de la péridotite résiduelle
du manteau supérieur.
Formation de lithosphère océanique
plan
Emission de basalte dans
l’axe de la dorsale
Basaltes en
coussins
dykes
Gabbros
massifs
Gabbros
lités
péridotites
litées
péridotites
foliées
Remontée manteau
V : EVOLUTION DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE
plan
La lithosphère océanique se fabrique sous la dorsale : les mouvements de divergence écartent continuellement les
deux plaques créées et permettant l’expansion du plancher de l’océan.
Comment l’océanisation démarre-t-elle ? Comment la lithosphère évolue-t-elle sous l’océan ?
A. NAISSANCE DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE
1) Fracturation initiale : La remontée d’asthénosphère soulève, étire et amincit la lithosphère continentale : ces
mouvements créent un rift, long fossé d’effondrement parcouru de volcans et limité par des failles normales à
l’origine de séismes superficiels.
2) Océanisation : Lorsque les deux marges de lithosphère continentale sont séparées, la péridotite
asthénosphérique remonte suffisamment pour entrer en fusion partielle et former la lithosphère océanique. Le
centre du rift devient la vallée axiale de la future dorsale et peut se remplir d’eau de mer.
3) Marges continentales passives : Les deux bordures du rift continental conservent ou amplifient leurs
caractéristiques initiales : failles normales ou listriques. Une fois submergées, ces marges accumulent des
sédiments qui permettent de dater l’océanisation :



Si les sédiments ont les mêmes inclinaisons et fracturations que les blocs du rift, ce la signifie qu’ils se sont
formés avant le basculement et la cassure : ces sédiments sont anté-rift.
Si les sédiments sont disposés en éventail sur les blocs du rift, cela signifie qu’ils se sont déposés en même
temps que le basculement : sédiments syn-rift
Si les sédiments sont horizontaux par-dessus les blocs du rift, c’est qu’ils se sont formés après le basculement
des blocs : sédiments post-rift.
Djibouti 1978 - rifting- d’après MEN ’’objectifs de référence en 1S’’, 1991
N
ombre côté
compartiment abaissé
1 km
lac d’ASSAL
failles normales
( jeu et rejeu en nov. 1978)
système de failles
F1
système de failles
F2
B
3
C
2
1
baie du lac
salé
A
D
GHOUBBET
épicentre
séisme nov.
1978
0
1979
3
2
1
0
1979
F
G
altitude du repère 4-altitude du repère 3
1980
variation d’altitude (cm)
2
variation d’altitude (cm)
3
4
1
failles inactives en
1978
quelques coulées
basaltiques
E
volcan Ardoukoba
plan
1981
1982
1983
1982
1983
altitude du repère 1-altitude du repère 2
1980
1981
Galicia
(Espagne)
banc de Galice
ride de serpentinite
Galice, marge passive -coupe simplifiéed’après le fascicule de l’UFR sciences de la Terre Dijon, année 2000
E
W
Atlantique
croûte océanique
5 km
sédiments
croûte continentale sup.
péridotites serpentinisées
péridotites
croûte continentale inf.
10 km
Evolution des bassins océaniques - Modèle de Wilson- d’après Pinet, 1998Stade
Exemple
Initial
Rift Est-Africain
fragmentation de la croûte continentale et formation d’un rift + émission de basaltes
Juvénile
Mer Rouge
Séparation du continent en deux masses indépendantes, formation d’une croûte océanique
basaltique au niveau d’une ride médiane
Mature
Océan Atlantique
développement d’un large bassin océanique
Déclin
Est-Pacifique
Accumulation de sédiments aux marges + vieillissement de la croûte=> instabilité
Terminal
Mer Méditerranée
fermeture du bassin océanique
Final
Himalaya
collision de deux masses continentales puis «fusion» et «suturation»
surrection d’une chaîne de montagne
B. EVOLUTION DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE
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1. La lithosphère s’hydrate
L’eau de mer entre par les failles et les fissures, refroidit la croute océanique et l’enrichit en ions (Na, K, Cl).
La présence d’eau déclenche la recristallisation d’une partie des minéraux :
 L’interface entre pyroxène et plagioclase recristallise en amphibole.
 L’olivine se transforme entièrement ou partiellement en serpentine.
Le reste de l’eau ressort chauffée et enrichie en sulfure de fer (FeS) formant les fumeurs noirs.
2. La lithosphère reçoit des sédiments
Plus la coûte océanique s’éloigne de la dorsale, plus elle reçoit des dépôts de sédiments.
Plus les sédiments sont bas, plus ils sont vieux. Les plus vieux sédiments océaniques ont 150 MA : cela signifie que
les plus vieux océans ont 150 MA : ils sont jeunes par rapport aux continents (maxi = 3.8 GA).
3. La lithosphère s’enfonce dans l’asthénosphère.
Plus la lithosphère s’éloigne de la dorsale, plus elle refroidit et plus elle est dense.
Plus elle s’éloigne de la dorsale, plus sa partie supérieure froide se transforme en lithosphère (isotherme < 1.200°C).
Le manteau lithosphérique s’épaissit : la lithosphère s’alourdit. L’augmentation de densité et d’épaisseur de la
lithosphère provoque son enfoncement dans l’asthénosphère au niveau des fosses océaniques.
axe
dorsale
d = 2,9
d3
1200°C
asthénosphèr
e
0
croûte
d4
lithosphère
d2
75 km
d1
500°C
900°C
densité de la
lithosphère
d1 = 3,21
d2 = 3,248
d3 = 3,255
d4 = 3,263
d = 3,25
20
40
M
A
60
BILAN : La croûte océanique apparaît après la formation d’un rift continental. Les marges passives gardent la
trace de cette séparation dans leurs failles et leurs sédiments. Après sa création, la lithosphère s’éloigne de la
dorsale, s’hydrate, s’épaissit, se refroidit et s’enfonce dans l’asthénosphère, au niveau des fosses.
VI – MACHINE THERMIQUE
plan
A. DISSIPATION DE L’ENERGIE INTERNE
Le flux de chaleur en surface est la manifestation principale de l’évacuation de l’énergie interne. Cette chaleur a pour
origine essentielle la désintégration de certains isotopes radioactifs et la restitution de la chaleur initiale accumulée lors
de la formation de la terre.
B. MECANISME D’EVACUATION DE L’ENERGIE INTERNE
Convection du manteau terrestre
La fabrication de la lithosphère océanique, la subduction et les mouvements des plaques lithosphériques sont les
manifestations d'une convection thermique à l'état solide du manteau : la chaleur est transportée par le mouvement de
matière (péridotite mantellique).
Les dorsales océaniques traduisent des courants montants chauds de matériel du manteau. Les plaques en
subduction traduisent des courants descendants froids.
Le magmatisme lié aux points chauds marque la remontée ponctuelle de matériel du manteau profond. Il s'exprime par
des éruptions massives de laves basaltiques (plateaux océaniques, trapps, alignements insulaires).
Conduction de chaleur : la chaleur s’évacue aussi par transfert de proche en proche aux molécules les plus
externes, mais ce mode d’évacuation de la chaleur reste faible.
CONCLUSION
plan
L'étude sismique montre que la Terre est structurée en enveloppes concentriques : la croûte continentale ou
océanique, le manteau et le noyau, séparés par des discontinuités. La lithosphère se distingue de l'asthénosphère par
sa rigidité. Cette structure résulte de sa formation par accrétion de petits corps puis de sa différenciation.
La composition chimique des enveloppes de la Terre est dominée par quelques éléments "majeurs" (Si, O, Mg, Fe,
Ca, Na, K, Al), hébergés dans des minéraux (olivines, pyroxènes, feldspaths, quartz et micas). Plus la couche est
interne plus elle contient d’éléments lourds comme fer et magnésium et moins elle contient de silicium (+Al, Na, K, Ca)
La lithosphère est découpée en plaques rigides limitées par des reliefs, des volcans et des séismes témoignant leurs
mouvements relatifs : divergence aux dorsales, convergence aux zones de subduction et de collision, coulissage aux
failles transformantes. L’âge des sédiments océaniques, l’alignement des volcans de points chauds, les anomalies
magnétiques et mesures par GPS permettent de reconstruire ces mouvements depuis 180 MA.
La morphologie, les séismes et les failles qui structurent les dorsales attestent de mouvements d’extension. Les
dorsales océaniques produisent beaucoup de magma basaltique issu de la fusion partielle des péridotites du manteau
induite par décompression. Le refroidissement plus ou moins rapide des magmas conduit aux roches de la croute
océanique. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère s'hydrate, s'épaissit, se refroidit et se densifie.
Le flux de chaleur en surface résulte de la dissipation de l'énergie interne provenant de la chaleur initiale et de la
désintégration d’isotopes radioactifs. La fabrication de la lithosphère océanique et les mouvements des plaques
lithosphériques sont les conséquences d'une convection thermique à l'état solide du manteau : courants montants
chauds aux dorsales océaniques et courants descendants froids aux zones de subduction.