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 A Flux de chaleur, B Mécanisme d’évacuation de la chaleur.

CONCLUSION

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 LPA

Œil nu Péridotite LPA

Sédiments et roches

volcaniques

Granite et roches

métamorphiques.

Péridotites

MOHO

Manteau

supérieur

Cro

ûte

con

tin

enta

le

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

Œil nu Basalte LPA

Œil nu Gabbro LPA

Manteau supérieur

Cro

ute

océ

aniq

ue

Sédiments

Basaltes en coussins

Complexe filonien

Gabbros

Gabbros lités

Péridotite

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.

C. COMPOSITION DU NOYAU : Il semble composé d’oxydes de fer et de nickel sans roches connues

7 k m

Nuage interstellaire

Formation de petits corps

Fin de la formation

des planètes Bombardement

météoritique Accrétion d’une

planète

Formation de météorites

Différenciation : les éléments les plus denses se réunissent au centre plan

Noyau

interne

Fe, Ni, S

manteau (Si, Al,

Na, K, Ca,….)

Noyau externe Fe,

Mg, O

Vénus

Terre

Mars

Mercure

noyau (Fe, Ni)

noyau (FeS)

manteau (Fe,Mg)

lithosphère

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

O, Si, Mg

Fe, Ni

O, N H, O

Noyau

Manteau

continent

atmosphère

océan d= 10 à 12

d= 3,3 à 5

d= 2,7

d= 1

Croute océanique d = 2,9

Croute continentale d= 2,7

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

Un faible temps d’arrivée signifie une grande vitesse de propagation de l’onde.

Temps d’arrivée des ondes (min)

0

5

10

15

20

25

Dist. / épicentre (Km)

1000 3000 5000 7000 9000 0

Ondes P

Ondes S

Ondes L

Station C

Station B Station A

épicentre

A

B C

foyer

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

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°. Cependant des ondes faibles arrivent dans la zone d'ombre, résultant d'une réflexion sur la discontinuité de Lehman.

105°

142°

Zone

d’ombre

183°

2900

km

5000 km

F

3. La vitesse des ondes change avec la nature chimique et l’état physique des roches. 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

8

7

6

5

4

3

2

1

0

Prof.

(km)

Pro

fon

deu

r sou

s le plan

cher o

céaniq

ue

8,1± 0,2

6,7± 0,2

5,1± 0,6

2

Domaine

océanique

Domaine continental

Alpes

centrales

8,2

7,4

6,5

5,9

5

Ecosse

6,1

6,9

8

Andes

5

6

6,8

8,1

80

70

60

50

40

30

20

10

0

Prof.

(km)

Pro

fon

deu

r sou

s la surface co

ntin

entale

VP et VS des enveloppes superficielles T° de fusion et géotherme

Km.s-1

2 4 6 8

50

100

150

200

250

Prof. (km)

P S

Prof. (km)

500

400

300

200

100

1000 2000

°C

0

géo

therm

e

T° d

e fusio

n co

mm

ençan

te

Zone proche des

conditions de

fusion de la

péridotite :

Roche plus molle

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.

MOHO LVZ / ASTHENOSPHERE GUTEMBERG LEHMAN

Manteau VP = 8 à 14 km/s

Noyau externe VP = 8.5 à 10,5 km/s

Noyau interne

Graine VP = 10 à 11,5 km/s

LVZ

670 km

2900 km

670 km

2900 km

5100 km 5100 km

6370 km 6370 km

100 km

13 11 9 7 5 3 0 2000 4000 6000

0 100 200 300 400

Masse volumique (kg.dm-3

) Température (°C)

Pression (GPa)

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… d’après schéma de C. Allègre repris par P. Nougier

cinétique des plaques lithosphériques

subduction

dorsale

axe de rotation

entre plaque A et

plaque B

axe de rotation de

la Terre

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.

100 km Reykjanes

Höfn

REYK

HOFN

11,3 mm/an

19

mm

/an

22,1 mm/an

12,5 mm/an

14

,2 m

m/a

n

18,9mm/an

2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 - 6

- 4

0

4

- 2

2

lati

tude

rela

tive

(cm

)

année

HOFN latitude

pente = 14,2 mm/an

2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 - 6

- 4

0

4

- 2

2

6

longit

ude

rela

tive

(cm

)

année

HOFN longitude

pente = 12,5 mm/an

année

lati

tude

rela

tive

(cm

)

2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 - 10

- 5

0

5 REYK latitude

pente = 19 mm/an

REYK longitude

pente = - 11,3 mm/an

longit

ude

rela

tive

(cm

)

2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006

4

0

-4 année

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

T1 : polarité inverse

T3 : polarité inverse

T2 : polarité normale

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)

SE

do

rsal

e

Point chaud fixe

Co

ura

nt

de

mat

ière

:

bas

alte

??

Mehetia Tahiti iti

Tahiti nui

Moorea Huahine

NW

Plaque pacifique

Pacifique

MANTEAU

lithosphère Mouvement

2 hypothèses sur l’origine des points chauds : plan Hypothèse haute Hypothèse basse MAGMA

MAGMA BILAN : La lithosphère est divisée en plaques rigides peu actives délimitées par des zones actives ; ces plaques divergent aux

dorsales et convergent aux fosses et aux zones de montagnes. La géodésie, le magnétisme, l’analyse des sédiments océaniques et le volcanisme intra-plaque permettent de reconstituer les déplacements relatifs des plaques

Zone de

Zone de fusion (

Zone de tra

Pa

na

ch

e

de m

an

tea

u

Co

ura

nt

de

con

vect

ion

Volcan-île

so

lid

e tr

ès

chau

d

Zone de fusion (100 km diamètre)

Océan

Croûte océanique

Manteau supérieur

AS

TH

EN

OS

PH

ER

E

Zone de transition

MA

NT

EA

U

INF

ER

IEU

R

Point chaud

NOYAU Zone de transi

Pa

na

ch

e d

e m

an

tea

u

so

lid

e tr

ès c

hau

d

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.

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 Fusion partielle Ensembles produits

Péridotite de l’asthénosphère

Forte fusion d’éléments très fusibles : Al, Na, K, Ca

20 % de liquide magmatique enrichi en ces éléments fusible : Al, Na, K, Ca

Peu de fusion des éléments réfractaires : Mg (Fe)

80% de péridotite résiduelle enrichie en Mg

PRESSION

TEMPERATURE

roche mère du magma roche résiduelle

fusion de 3 % fusion de 6 % fusion de 12 % fusion de 24 %

gouttes de liquide

magmatique

2

1

3

4 5

6

7

8

9

pér

ido

tite

rés

idu

elle

foli

ée

manteau «fondu»

gab

bro

s li

tés

MOHO

gab

bro

s m

assi

fs

filons

basaltes

isotherme

5 km

1 km

5 km

10 km

chambre

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 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.

péridotite de l’asthénosphère

Fusion partielle

Magma basaltique

refroidissement → cristallisation

En surface = rapide : BASALTE

Lith

osp

hè

re

En profondeur = lente : GABBRO

PERIDOTITE RESIDUELLE reste entièrement cristallisée

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 plan

1 km N

système de failles

F2

système de failles

F1

épicentre

séisme nov.

1978

baie du lac

salé GHOUBBET

lac d’ASSAL

volcan Ardoukoba

A

B

C

D

1 2

3 4

E

F

G

failles normales

( jeu et rejeu en nov. 1978) failles inactives en

1978

ombre côté

compartiment abaissé

quelques coulées

basaltiques

1980 1979 1981 1982 1983 0

1

2

3

var

iati

on

d’a

ltit

ud

e (c

m)

altitude du repère 4-altitude du repère 3

1980 1979 1981 1982 1983 0

1

2

3

var

iati

on d

’alt

itu

de

(cm

)

altitude du repère 1-altitude du repère 2

Galice, marge passive -coupe simplifiée- d’après le fascicule de l’UFR sciences de la Terre Dijon, année 2000

E W

ban

c de

Gal

ice

Gal

icia

(Esp

agn

e)

Atlantique

rid

e de

serp

enti

nit

e

10 km

5 k

m sédiments

croûte continentale sup.

croûte continentale inf.

croûte océanique

péridotites serpentinisées

péridotites

Evolution des bassins océaniques - Modèle de Wilson- d’après Pinet, 1998- Stade

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 plan 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.

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.

0 20 40 60

M

A

1200°C

900°C

500°C

asthénosphèr

e

croûte

lith

osp

hèr

e

75 k

m

axe

dors

ale

d = 3,25

d = 2,9

d2

d1

d3 d4

densité de la

lithosphère

d1 = 3,21

d2 = 3,248

d3 = 3,255

d4 = 3,263

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.