cours de svt geologie de premiere

« THEME 1B – La dynamique interne de la Terre Chapitre 2 – Origine et conséquence de la tectonique des plaques Introduction : La Terre est découpée en 15 plaques lithosphériques solides cassantes qui présentent des mouvements horizontaux : c’est la tectonique des plaques.

La lithosphère repose en équilibre sur l’asthénosphère (LVZ), ce qui permet ces déplacements horizontaux.

En lien avec les mouvements de convection du manteau, les plaques peuvent s’écarter (divergence) ou au contraire s’affronter (convergence).

Il existe également des mouvements de glissement (cisaillement ou mouvement transformant). Problématique : Comment identifier les limites de caractériser la nature et l’ampleur de leur mouvements ? plaques et I.

La mobilité horizontale de la lithosphère A) L’identification des limites de plaques (Document A et B) 1- L’apport des reliefs : Les reliefs permettent de visualiser certaines limites de plaques : • Les dorsales médio-océaniques : ce sont des chaînes de volcans sous-marins qui ont une profondeur de -2000 m contre -4000m pour le reste de l’océan (plaine abyssale).

On parle de zone de divergence (et d’accrétion océanique). • Les fosses océaniques : ce sont des zones en bordure d’océan qui sont caractérisées par un relief négatif très marqué (jusqu’à -11 000 m dans la fosse des Mariannes).

Ceci est lié à l’enfoncement d’une plaque océanique sous une autre plaque et le pincement de la surface terrestre : il s’agit d’une zone de subduction. • Les chaînes de montagnes : ce sont des reliefs (+4000 à + 8848m : Everest) qui affectent la croûte continentale et qui sont le signe de l’affrontement de 2 plaques continentales.

On parle de zone de collision. 2- L’apport des séismes L’observation de la répartition des séismes à la surface du globe montrent qu’ils sont présents dans des zones restreintes qui forment les limites des plaques : • Les dorsales ont des séismes peu profonds (< 35 km) et de faible magnitude • Les fosses océaniques et les zones de subduction présentent des séismes profonds (jusqu’à 700 km voire plus) qui prouvent l’enfoncement de la plaque en profondeur. • Les chaînes de montagnes présentent également des séismes, d’intensité et de profondeur variable. 3- L’apport du flux géothermique D’autre part, l’analyse du flux géothermique montre que les limites de plaques présentent des flux géothermiques spécifiques au contexte : • Un flux géothermique fort au niveau des dorsales • Un flux géothermique faible au niveau des fosses océaniques mais fort juste en arrière de la fosse : c’est une zone de volcanisme arrière-arc. • Un flux géothermique faible au niveau des chaînes de montagnes. Ainsi, on peut définir une plaque lithosphérique comme une structure solide cassante formée de la croûte (océanique ou continentale) et du manteau lithosphérique et animée de mouvements convergents ou divergents, ce qui provoque des déformations à leurs frontières. THEME 1B – La dynamique interne de la Terre B) La vitesse de déplacements des plaques TP 1 : Les mouvements des plaques lithosphériques 1- L’apport du paléomagnétisme (Documents C et D) Les basaltes sont les roches du plancher océanique.

Elles se forment par refroidissement d’un magma.

Or le magma basaltique contient des minéraux ferromagnétiques (magnétite).

Ces derniers enregistrent les caractéristiques du champ terrestre de l’époque de leur formation. Le champ magnétique des basaltes peut présenter des sens inversés.

Les périodes caractérisées par un champ magnétique orienté dans le même sens qu’actuellement sont dites « normales » (en noir) alors que les périodes dites « inverses » (en blanc).

La répartition de ces anomalies magnétique est symétrique de part et d’autre de la dorsale ce qui permet de dire que le plancher océanique se forme à la dorsale. Les vitesses d’expansion identifiées grâce au paléomagnétisme sont identiques à celles identifiées par les sédiments océaniques (2 à 8 cm/an), ce qui confirme la nature et l’ampleur du mouvement 2- L’apport des volcans de point chaud Certains alignements volcaniques, situés en domaine océanique ou continental, sont placés à des endroits ne correspondant pas à des frontières de plaques.

C’est le cas des volcans de l’archipel d’Hawaï.

Ces volcans correspondent à des volcans de type points chauds.

Un point chaud est une zone de remontée du manteau profond à l’origine d’une activité volcanique.

Les volcans sont alignés et seul un volcan est actif (celui situé sous le point chaud) les autres sont éteints ce qui montre que la plaque s’est déplacée car le point chaud lui est fixe. La datation de chaque volcan permet de retracer le mouvement et la vitesse de la plaque.

Dans l’océan Pacifique, cette méthode donne à nouveau des valeurs de 6 à 8cm/an et montre également que la plaque a changé de trajectoire (vers le nord puis vers l’ouest). 3- Les données GPS A partir des années 1980, le développement du GPS (Global Positioning System), un système de géolocalisation (géodésie spatiale) permet de mesurer les vitesses de déplacements instantanées. Le GPS comprend au moins 30 satellites orbitant à 20 000 km d'altitude et émettant en permanence.

A chaque instant, au moins 4 satellites émettent un signal capté par des récepteurs. Le récepteur pourra alors déterminer sa latitude, sa longitude et son altitude précisément à un moment donné.

Les données GPS permettent donc d’obtenir le déplacement d’un point donné au cours du temps et donc sa vitesse.

Cette technique confirme les valeurs obtenues précédemment mais permet également d’identifier des variations locales. Conclusion Partie I : Il existe deux types de mouvements des plaques en lien avec le contexte géologie • Des mouvements de divergence : les dorsales sont donc de zones de divergence qui contribue à la formation de l’océan. • Des mouvements de convergence : les mécanismes de subduction et de collision sont des zones de convergence II.

Le dynamisme des zones de divergence Problématique : comment la dorsale produit-elle la lithosphère océanique, dans un contexte de divergence ? TP 2 : Le fonctionnement de la dorsale océanique A) La structure de la lithosphère océanique De 1968 à 1980, le programme JOIDES permet de dater les sédiments et le plancher THEME 1B – La dynamique interne de la Terre basaltique de la croûte océanique.

Dès lors, on remarque que : Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les sédiments sont épais et plus les couches en contact avec le fond océanique sont vieilles. Cette répartition des sédiments est symétrique de part et d’autre de la dorsale. Dans l’Atlantique, les sédiments les plus anciens remontent à – 180MA, ce qui est corrélé avec le début de l’ouverture de cet océan au Jurassique. 1- Deux types de dorsales : lentes et rapides (Document 1 TP1) Les études océanographiques menées depuis des décennies montrent que la surface de la lithosphère océanique au niveau des dorsales est hétérogène.

Ainsi, la bathymétrie et la composition de la lithosphère varie beaucoup d’une dorsale à une autre.

A l’aplomb des dorsales rapides, le plancher océanique, bombé, est caractérisé par la succession de gabbros et basaltes. En revanche, au niveau des dorsales lentes, le plancher océanique est constitué directement du manteau comprenant des lentilles dispersées de basaltes et gabbros et il est creusé au centre par une vallée axiale appelée rift.

Les dorsales sont toutes découpées par des failles normales. 2- Le fonctionnement des dorsales rapides et lentes (Documents 3, 4 et 5 TP1) L’étude du comportement de la péridotite dans une presse « à enclumes de diamant » permet de tracer sur un diagramme pression/température/profondeur, son solidus (= courbe montrant les conditions de pressions et de température nécessaires à un début de fusion) et son liquidus (courbe de fin de fusion).

Entre ces deux courbes, la péridotite est partiellement fondue.

Si on reporte sur le diagramme le géotherme d’une dorsale, on observe qu’il recoupe le solidus entre 20 et 80 km de profondeur.

Cela signifie qu’à ces profondeurs sous l’axe de la dorsale, la péridotite est partiellement fondue. • Ainsi, sous les dorsales rapides (vitesse de divergence d’au moins 9cm/an), l’ascension de péridotite fait diminuer la pression à laquelle celle-ci est soumise (sans que la température ne diminue).

Cette décompression entraîne sa fusion partielle (max 20% de péridotite qui entre en fusion).

Le magma qui en résulte remonte pour s’accumuler entre 2 et 7 km de profondeur puis refroidit, formant une croûte océanique de gabbros surmontés de basaltes en filons et coussins.

Ainsi, dans ces contextes d’accrétion océanique rapide, la mise en place de lithosphère océanique est gouvernée par des processus magmatiques. • Au niveau des dorsales lentes, des failles normales (dont celles de grande surface et faible pente dites failles de détachement) engendrent la présence d’une vallée axiale (rift) qui permettent l’exhumation du manteau profond (=péridotites à l’affleurement).

La croûte océanique est peu épaisse, discontinue voire absente ! Ces déchirures mantelliques sont favorisées par les interactions avec l’eau qui en s’infiltrant dans les fissures de lithosphère chaude, transforme la péridotite dure et cassante en péridotite hydratée dite péridotite serpentinisée.

Ainsi, l’apport d’eau dans le manteau facilite aussi la fusion partielle des péridotites, produisant des lentilles de gabbros qui cristallisent dans le manteau.

Dans ces contextes d’accrétion océanique lente, les processus tectoniques prédominent sur.... »