DS 4 corrigé

BCPST 1
vendredi 5 février 2010
DS n°4 – Géologie
Eléments de correction
PARTIE I
A partir des informations issues de l’exploitation des documents 1 à 9, établissez le contexte géodynamique
de l’Islande.
Quelques règles pour ce type d’exercice :
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•
•
•
•
•
•
•
Il faut impérativement rédiger une courte introduction.
Une conclusion générale est attendue.
Une étude rigoureuse et méthodique des documents – de tous les documents – doit être réalisée.
Ne pas rédiger de longs exposés des connaissances sur le sujet. Cependant, la référence précise à des connaissances et
leur exposé concis sont possibles et souhaités dans le cadre de l’exploitation des données.
Les documents peuvent être découpés et collés sur la copie seulement s’ils ont été traités par le candidat (légende, mise en
évidence d’un aspect…)
Des croquis légendés peuvent être réalisés.
Un schéma-bilan rassemblant les informations apportées par l’étude des documents et les connaissances en stricte relation
avec le sujet est souhaitable en fin de devoir.
La présentation doit être aérée et comporter des paragraphes distincts.
Plusieurs solutions pour présenter l’étude des documents :
⇒ Première solution :
- Une étude des documents l’un après l’autre dans l’ordre souhaité par le candidat,
- Une mise en relation des données récoltées lors de cette étude permettant de rédiger une courte synthèse illustrée par un
schéma-bilan.
- Une conclusion.
⇒ Deuxième solution :
- Choisir de regrouper certains documents et de présenter leur étude de manière ordonnée.
- Comme il y a une mise en relation des documents à chaque fois, il y a plusieurs synthèses intermédiaires.
- Une conclusion générale avec un schéma-bilan termine le devoir.
⇒ Troisième solution :
Procéder comme précédemment mais structurer l’exposé par un plan (voir exemple ci-dessous).
Les deux dernières possibilités sont préférables. Exemple :
1. Un paysage islandais révèle une activité géodynamique sur l’île (doc 8).
2. Une dorsale océanique à l’origine de cette activité (doc 3 et 4, doc 5).
3. Le contexte géodynamique de la dorsale ne suffit pas pour expliquer l’activité islandaise (doc 1, doc 2, doc 5).
4. La coexistence d’une dorsale et d’un point chaud (doc 6 et 7).
Schéma-bilan
Introduction (courte !)
L’ensemble des documents apporte des données morphologiques, géologiques, géophysiques et géochimiques sur l’Islande. Leur
étude doit permettre de préciser le cadre géodynamique de cette île située dans l’océan atlantique nord.
Document 8. Paysage islandais
Un paysage qui met en évidence une activité tectonique (schéma possible).
Au premier plan, deux blocs basculés séparés sont mis en évidence. A l’horizon, on distingue un relief, et on devine un plan de faille
sur la gauche.
Ce paysage permet d’envisager une tectonique en distension (faille normale), on serait à l’axe du rift, du volcanisme associé
expliquerait le relief au fond.
Documents 3 et 4.
Dans un premier temps présenter le document et dire le type d’informations qu’il apporte :
Localisation des séismes et mécanismes au foyer.
Ensuite, analyser chaque type d’informations avec précision c’est à dire :
Pour la localisation :
1. Rendre compte d’une observation. Ex : Dans le document 3, des foyers sismiques sont situés sur des axes parallèles nordouest / sud-est.
2. Exploiter l’information. Ex : Cette localisation suggère l’existence de failles de même direction.
3. S’interroger : Quel type de faille ?
Pour les mécanismes au foyer :
1. Donner le principe (on fait appel à ses connaissances et on expose juste ce qui permet de traiter l’information).
2. Déduire le contexte : décrochement dextre.
Etude d’une autre information : Sur le même document, des séismes sont également répartis sur un axe nord-sud. Les mécanismes
au foyer montrent qu’il s’agit de failles en distension.
Sur le document 4, même approche pour montrer qu’il s’agit de décrochements sénestres cette fois-ci.
Enfin, une synthèse est effectuée illustrée éventuellement par un schéma :
Nombreux séismes (et volcanisme vu sur le document 1) nous sommes sur une frontière de plaques.
Des failles normales nord-sud sont décalées par des décrochements NW-SE dextres au nord, sénestres au sud.
L’Islande est bien affectée par une tectonique en distension : localisée sur une frontière en divergence, c’est à dire une dorsale.
Document 9. Données GPS en Islande.
Donner rapidement le principe. Indiquer qu’ici les données correspondent à un mouvement absolu.
A la station de Reykjavik, on enregistre un mouvement de 2,1 cm / an vers le nord et de 1,1 cm / an vers l'ouest.
A la station de Hofn, le déplacement est de 1,59 cm / a vers le nord et de 1,32 cm / an vers l'est.
Pour trouver la valeur du déplacement résultant, deux méthodes sont possibles :
1 - Appliquer le théorème de Pythagore à Reyk déplacement de 2,4 cm / an vers le nord ouest, à Hofn déplacement de 2,1 cm /
an vers le nord est.
2 - Faire une construction graphique à l'échelle et mesurer.
On conclue à un mouvement absolu de divergence qui confirme les conclusions précédentes.
Document 5. Topographie de l’océan Atlantique
On observe la localisation de la dorsale Atlantique entre l’Amérique du Nord et l’Europe. L’Islande se situe sur cette dorsale : elle
représente donc une émersion de la dorsale médio-atlantique, dont l'axe est matérialisé par le rift islandais. La dorsale se poursuit
au nord de l’île mais elle est alors décalée vers l’ouest.
On observe que la ride de Reykjanes remonte (de – 3 000 m) jusqu'au rift islandais : cette partie émergée est l'apex d'une vaste
anomalie topographique de la lithosphère.
Mise en relation avec les documents précédents :
La partie centrale de l’île comporte un rift de direction nord-sud présentant des failles normales. Ce rift est décalé au nord et au sud
par des décrochements relativement dextres et sénestres.
Comment une dorsale peut-elle être émergée compte tenu de la densité de la lithosphère océanique qui est produite à son niveau ?
Document 1. Carte de profondeur du Moho en Islande.
Il est indispensable de dire ce qu’est le Moho donc de se servir de ses connaissances.
Le Moho est la discontinuité entre la croûte et le manteau, révélée par l’étude de la trajectoire des ondes sismiques. On sait que sa
profondeur moyenne – qui traduit donc l’épaisseur de la croûte – est de 30 km sous les continents et de 6 à 10 km sous les océans.
On expose les observations de manière synthétique, il ne faut pas paraphraser ou décrire in extenso le document (une carte est un
document pour faciliter un vue synthétique par rapport à un tableau ou un texte) :
On constate sur le document que la profondeur du Moho est de 40 km au sud-est de l’île. C’est là qu’il est le plus profond. Il remonte
de manière concentrique au sud, au nord et à l’ouest, puis il redescend au nord-ouest.
Dans l’océan, le Moho se situe à une profondeur de 11 km.
Interprétation :
Le Moho est donc localisé à une profondeur anormalement élevée sous l’Islande, qui excède les valeurs normalement rencontrées
en domaine océanique et même en domaine continental.
Un Moho plus profond signifie un épaississement de la croûte au niveau de l’Islande.
Comment une croûte peut-elle être épaissie ?
Document 2. Carte des anomalies gravimétriques en Islande.
Une anomalie gravimétrique est un écart de valeur entre la valeur attendue et la valeur mesurée et corrigée de la pesanteur. Une
anomalie positive signifie que l’on n’a pas assez corrigé, donc qu’il y a un excès de masse.
On constate une anomalie gravimétrique positive de + 60 mgal autour de l’Islande sud et au niveau de la dorsale. Globalement la
répartition de cette anomalie suit une forme en « V », et forme un bourrelet : elle peut être attribuée à la présence de la dorsale.
Au niveau de l’Islande, on constate que la répartition des anomalies est perturbée. Il y a un excès de masse, que l’on peut expliquer
ici par l’épaississement de la croûte révélé par la profondeur anormale du Moho.
Document 6. Tomographie à l’aplomb de l’Islande
Rappeler brièvement le principe de la tomographie sismique.
Une anomalie de vitesse négative indique que la vitesse de propagation des ondes sismiques est plus lente que celle attendue par
référence au modèle PREM de Terre homogène. Elle signifie que le milieu est moins dense et / ou plus chaud que le prédit le
modèle.
Ici, on observe une anomalie de vitesse négative qui occupe une vaste zone centrée sous l’Islande jusqu'à 400 km de profondeur.
Au delà, l’anomalie de vitesse négative se poursuit, approximativement à l’aplomb de l’Islande, jusqu’à une profondeur de 2 800 km,
non loin de laquelle se situe la limite manteau inférieur – noyau externe.
Cette anomalie de vitesse s’interprète comme étant la conséquence de la présence de matériel anormalement chaud.
Or si l’anomalie de 400 premiers km peut s’interpréter comme résultant de la convection mantellique ascendante à l’aplomb d’une
dorsale, on ne peut pas y relier l’anomalie pour des profondeurs plus importantes : un deuxième phénomène semble s’ajouter à la
dorsale, et la remontée d'un panache de manteau profond, plus chaud de quelques centaines de degrés que le manteau
environnant, est en faveur de l’existence d’un point chaud sous l’Islande. Ce panache trouverait son origine dans la couche D’’.
Ce panache expliquerait le bombement de la lithosphère en surface sur plus de 1 000 km de diamètre, qui entraîne l’émersion de la
dorsale au niveau de l’Islande.
L’existence d’un point chaud expliquerait également l’épaississement de la croûte mis en évidence par la profondeur anormalement
élevée du Moho et les anomalies gravimétriques : un point chaud peut produire d’énormes volumes de magma (cf les Trapps du
Dekkan) entraînant un épaississement crustal et une surcharge de la lithosphère.
Document 5. Rapports isotopiques des basaltes de la dorsale Atlantique (MORB), des basaltes des points chauds et des
basaltes de l’Islande.
La tomographie donne des arguments en faveur d’une contribution du manteau profond (couche D’’) à la formation des magmas en
Islande. Certains éléments chimiques peuvent être utilisés comme traceurs de l’origine d’un magma :
-
les basaltes de dorsales, résultant du refroidissement d’un magma provenant de la fusion partielle du manteau
asthénosphérique, présentent un rapport isotopique
143
87
86
Sr/ Sr faible et un rapport
143
Nd/
144
Nd élevé,
au contraire, les basaltes des points chauds (Açores) présentent un rapport isotopique
Nd/
144
87
86
Sr/ Sr élevé et un rapport
Nd faible, qui signe une origine profonde pour le matériel mantellique à l’origine du magma.
[En schématisant, on pense que des composants crustaux seraient recyclés dans le manteau via la subduction et s’accumuleraient
87
86
au cours du temps dans la couche D". La couche D" acquiert ainsi une signature isotopique plus radiogénique en Sr ( Sr/ Sr
élevé) et moins radiogénique en Nd (
143
Nd/
144
Nd faible) que l’asthénosphère.]
Les basaltes islandais occupent une position intermédiaire dans le diagramme. Cela peut s’expliquer par un mélange, en
proportions variables, entre un manteau source radiogénique en Nd et peu radiogénique en Sr (asthénosphère) et un manteau
source radiogénique en Sr et peu radiogénique en Nd (panache de manteau profond).
Cet argument géochimique est cohérent avec la conclusion émise à l’étude des données de la tomographie sismique.
Conclusion
Les différentes approches utilisées mettent en évidence que l’Islande résulte de l’interaction entre une dorsale et un point chaud :
-
les données morphologiques, sismologiques et GPS attestent d’une tectonique en divergence qui caractérise les dorsales,
-
les données géochimiques attestent d’une contribution du manteau asthénosphérique et du manteau inférieur à la
production du magma,
-
le panache mantellique ascendant explique l’émersion d’une portion de dorsale au niveau de l’Islande,
-
ce panache explique que la croûte soit épaissie (Moho profond, anomalie gravimétrique).
PARTIE I I
Les exercices sont indépendants.
Exercice I : la subsidence du fossé Rhénan
1.
Préciser quelles caractéristiques de la plaine d’Alsace peuvent être dégagées de l’étude de la carte géologique cidessus.
La plaine d’Alsace est limitée par des failles N – S, le figuré indique des failles normales.
Par ailleurs, les altitudes indiquées (1 424 m pour le Ballon de Guebwiller, 190 m pour Colmar, 1 493 m pour Feldberg)
montrent bien que la plaine d’Alsace constitue une dépression, entourée par deux reliefs.
Ces observations suggèrent que la plaine d’Alsace est un fossé d’effondrement (= graben), grossièrement d’orientation
N-S.
Cela suggère qu’un rifting continental s’est produit à cet endroit.
2. Quel est l’effet d’un amincissement de 20 % de la croûte seule sur l’altitude de la région supposée nulle
avant l’extension ?
s
hd + HD = 0,8 hd + HD + H’D’ H’ = 0,2 hd / D’
or : h = s + 0,8 h + H’
h
0,8 h
s = 0,2 h – H’ = 0,2 h – 0,2 hd / D’
h + H = s + 0,8 h + H + H’
= 0,2 h (1 – d / D’)
AN : s = 1 015 m c’est la subsidence, c’est à dire
l’enfoncement de la lithosphère.
H
H
H’
3. Quel est l’effet d’un amincissement de 20 %
du manteau lithosphérique seul sur l’altitude
de la région supposée nulle avant l’extension ?
hd + HD = hd + 0,8 HD + H’D’ H’ = 0,2 HD / D’
s’
or : h + H = h + 0,8H + H’ – s’
s’ = H’ – 0,2 H = 0,2 H (D / D’ – 1)
AN : s’ = 246 m c’est la surrection, c’est à dire le
h
h
s’ + h + H = h + 0,8 H + H’
soulèvement de la lithosphère.soulèvement de la
lithosphère.
0,8 H
H
H’
4. Les deux amincissements se produisant
ensemble lors de l’extension, quelle sera
finalement l’altitude de la région ?
Somme des deux mouvements : 1 015 – 246 = 769 m valeur de l’enfoncement de la lithosphère. C’est la subsidence
initiale !
5. Que se passe-t-il si la zone d’asthénosphère qui est remontée se refroidit ?
D devient D’ pour le volume d’asthénosphère qui a compensé l’amincissement du manteau lithosphérique s
subsidence thermique
On prend (questions précédentes) :
0,8 h
H’ total = H’q 1 + H’q 2 = 0,2 hd / D’ + 0,2 HD / D’ = 21,23
0,8 h
km
On a :
0,8 H
0,8 hd + 0,8 HD + (H’ + s) D’ = 0,8 hd + (0,8 H + H’) D
H’+s
(H’ + s) D’ = H’D d’où s = H’ ( D – D’) / D’
0,8 H
+ H’
AN : s = 327 m
6. Dans quel contexte géodynamique se produit l’extension Oligocène du fossé Rhénan ?
Orogenèse alpine, subduction traction extension ou (et) minicellule de convection.
Exercice II : diagramme de phase et structure du manteau martien
1. Donner les arguments permettant de justifier que la planète Mars a la même densité et la même
composition que la Terre.
Mars est une planète rocheuse, et on dispose de météorites martiennes : on peut donc penser que la composition
chimique de Mars est globalement la même que celle de la Terre et que sa densité est la même.
2. Calculer la valeur de la gravité à la surface de Mars.
g = GM / R²
Calcul de la masse de Mars : M = ρM * V = ρM * 4/3 π RM
3
D’où g = G * [ρM * 4/3 π RM ] / RM = G * ρM * 4/3 π RM
3
-11
AN : g = 6,67. 10
2
* 5,5.10 * 4/3 π 3,4 10 = 5,22 m.s
3
6
-2
3. Calculer, à l'aide du diagramme de phase de l'olivine vers quelle profondeur se font les transitions de
phase olivine alpha –> olivine beta-gamma d'une part et olivine beta-gamma –> pérovskite +
magnésiowüstite d'autre part.
•
Transitions de phase olivine alpha –> olivine beta-gamma
Elle a lieu aux alentours de 15 Gpa. En utilisant la relation entre pression et profondeur qui nous est donnée :
p = ρgh alors h = p / ρg
9
AN : h = 15.10 / (3 800 * 5,22) = 756,2 km
•
Transitions de phase olivine beta-gamma pérovskite + magnésiowüstite
Elle a lieu aux alentours de 25 Gpa.
9
AN : h = 25.10 / (3 800 * 5,22) = 1 260,3 km (résultat en m convertit en km)
4. Indiquer la principale source de chaleur terrestre.
La principale source de chaleur est la radioactivité.
4.1. Rappeler la valeur de la température à la limite lithosphère- asthénosphère.
C’est l’isotherme 1 300 °C qui marque la limite lit hosphère – asthénosphère. Elle correspond au sommet de la LVZ.
4.2. Estimer la valeur de la température à la base du manteau terrestre en prenant un gradient
thermique moyen de 0,3 K. km
-1.
La base du manteau terrestre est localisée à 2 900 km de profondeur, la limite lithosphère – asthénosphère à 100 km
de profondeur. Or le gradient est : dT / dz = 0,3
D’où : (T2 900 – T100) = 0,3 (2900 – 100) = 840 et T2 900 = T100+ 840 = 1 300 + 840 = 2 140 °C
4.3. Calculer la température moyenne du manteau terrestre : ½ . (Tmax + Tmin)
Tmoy = ½ . (T max + Tmin) = ½ . (T 2 900 + T100) = ½ . (2 140 + 1 300) = 1 720 °C
4.4. Calculer la température moyenne du manteau martien.
Si on considère que la source de chaleur pour Mars est deux fois moindre que celle de la Terre, la température
moyenne du manteau doit être la moitié de celle du manteau terrestre : Tmoy (Mars) = ½ T moy (Terre) = 1 720 / 2 = 860 °C
6
-1
5. Sachant que la pente de la transformation olivine alpha –> olivine beta-gamma vaut 3.10 Pa.K et que la pente
6
-1
olivine beta-gamma –> pérovskite + magnésiowustite vaut - 4.10 Pa.K , indiquer la pression à laquelle se font
les transitions de phase dans le manteau martien.
En déduire la profondeur des transitions de phase.
•
Pour la première transformation, on prendra donc comme référence :
Tréf = Tmoy (Terre) = 1 720 °C
ère
Préf = 15 Gpa celle de la 1
transition de phase dans le manteau terrestre
6
6
Alors : P1 - Préf = 3.10 (T - Tréf) d’où : P1 = 3.10 (T - Tréf) + Préf
6
9
AN : P1 = 3.10 (860 - 1 720) + 15.10 = 12,4 Gpa
En utilisant p = ρgh on a : h = p /ρg
9
3
AN : h1 = 12,4.10 / (3,8 10 * 5,22) = 625 km (résultat en m convertit en km)
•
Pour la seconde transformation, on prendra donc comme référence :
Tréf = Tmoy (Terre) = 1 720 °C
e
Préf = 25 Gpa celle de la 2 transition de phase dans le manteau terrestre
6
6
Alors : P2 - Préf = -4.10 (T - Tréf) d’où : P2 = -4.10 (T - Tréf) + Préf
6
9
AN : P2 = -4.10 (860 - 1 720) + 25.10 = 28,4 Gpa
9
3
De même que précédemment, calcul de la profondeur : h2 = 28,4.10 / (3,8 10 * 5,22) = 1 432 km
6. Des analyses chimiques des météorites martiennes montrent que les olivines du manteau martien contiennent 20%
de fer contre 10% sur Terre.
A l'aide du diagramme de phase, comparer
l'épaisseur des transitions de phases dans le
manteau martien.
En regardant le diagramme de phase, on voit que
l’épaisseur des transitions de phase est plus
importante sur Mars que sur la Terre. Lien avec la
teneur en fer ?
7. Proposer un schéma récapitulatif de la
structure
du
manteau
martien.
On
considérera que Mars possède un noyau de
1 400 km de rayon.