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1. rappels et pose du problème
La lithosphère terrestre est découpée en plaques. Divers
arguments permettent de montrer que ces plaques sont
mobiles, et peuvent se déplacer à la surface du globe
terrestre.
Comment mesurer le mouvement d’une plaque
lithosphérique ? Quels sont les mouvements actuels et
passés des plaques, et comment les comparer ?
2. mesure des mouvements actuels : utilisation
du GPS
L’utilisation du GPS permet de réaliser des mesures très
précises de la position de points sur Terre (voir le poly
« GPS »). Il est ainsi possible de mesurer le déplacement
de ces points, sur l’espace de quelques années seulement.
Par exemple, on obtient les valeurs suivantes pour la
station PAMA située dans le Pacifique Sud : voir ci-
contre.
On dispose ainsi des valeurs suivantes pour quatre
stations de mesure :
position Déplacement (mm / an)
station latitude longitude latitude longitude
PAMA 17,56 sud 149,57 ouest 29,80 -62,41
EISL 27,14 sud 109,38 ouest -6,91 66,88
STJO 47,59 nord 52,67 ouest 11,93 -14,95
ONSA 57,39 nord 11,92 est 13,64 16,49
Question 1 : sur la planisphère (en annexes), positionner les quatre stations. Sur quelles plaques se trouvent-
elles ?
Question 2 : sur la grille de coordonnées (en annexes), tracer les vecteurs de mouvement des quatre stations.
Reporter ces vecteurs (en diminuant proportionnellement leur taille) sur la planisphère.
Question 3 : quelle est, approximativement, la vitesse d’ouverture de l’océan Pacifique Sud ? Quelle est de
même celle de l’océan Atlantique Nord ?
3. mesure de mouvements fossiles grâce à la couverture sédimentaire océanique
La carte des sédiments océaniques page 78, déjà exploitée lors du TP 5, peut être exploitée pour donner une
évaluation de la vitesse passée de l’écartement de l’océan Atlantique Nord. On utilise pour cela l’échelle des
grandes ères géologiques, en rabat de première page de couverture.
Question 4 : évaluer la vitesse moyenne d’ouverture de l’océan Atlantique Nord, à la hauteur de zone de fracture
Atlantis, au Crétacé inférieur.
Question 5 : évaluer la vitesse moyenne d’ouverture de l’océan Atlantique Nord, à la hauteur de zone de fracture
Atlantis, au Crétacé supérieur.
Question 6 : comparer avec la vitesse actuelle (question 3).
4. mesure de mouvements fossiles grâce au paléomagnétisme
Le globe terrestre se comporte comme un dipôle magnétique, émettant un champ magnétique puissant. Le pole
nord du champ magnétique terrestre est actuellement situé au niveau du pole sud géographique.
Toutefois, diverses données permettent de savoir que ce champ magnétique a été inversé à certaines périodes du
passé : on parle alors de « périodes inverses », pendant lesquelles le pole nord magnétique se situait au niveau du
pole nord géographique (à l’inverse des « périodes normales », comme actuellement).
Certaines roches peuvent être aimantées par ce champ, produisant ainsi un champ magnétique qui se superpose à
celui de la Terre. Il s’agit en particulier des roches volcaniques comme le basalte (voir le texte page 66 pour plus
de précisions).

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En utilisant un magnétomètre, on peut ainsi observer à l’aplomb d’un basalte émis lors d’une période normale
une légère anomalie positive du champ magnétique : on détecte en effet le champ magnétique terrestre,
additionné du champ magnétique de la roche.
Au contraire, à l’aplomb d’un basalte émis lors d’une période inverse, on détecte un champ magnétique
légèrement inférieur à la normale : il s’agit d’une anomalie négative, due à l’addition d’un champ magnétique
terrestre actuel et du champ magnétique de la roche, de directions opposées.
On observe ainsi au niveau des fonds océaniques des successions d’anomalies positives et négatives. Ces
anomalies se répartissent en bandes parallèles à l’axe de la dorsale médio-océanique : voir document 2 page 68.
Ces bandes parallèles sont explicables par le modèle du double tapis roulant présenté page 69 (figure 5) : la
lithosphère océanique est continuellement produite au niveau de la dorsale, la lithosphère plus ancienne étant
repoussée sur les côtés. (voir cours)
Question 7 : les mesures de ces anomalies magnétiques peuvent être traduites en un âge précis des fonds
océaniques. A partir des données présentées sur la figure 4 page 69, calculer la vitesse moyenne d’écartement de
l’océan Pacifique Sud au cours de ces 5 derniers millions d’années. Comparer avec la vitesse actuelle (question
3).
ANNEXES
grille de coordonnées

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planisphère