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résumés chapitres de géol niveau première

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dorsale

croute continentale

remontées de roches
asténosphériques

manteau
périotite

manteau
asténosphérique

péridotite à l'état solide

métamorphisme

H20

H20

H20

H20

fosse/

subduction

station sismique

Les séismes libèrent de l'énergie stockée dans les roches avec le temps : cette énergie est transmise à partir du foyer (zone de libération de l'énergie provoquant le tremblement) sous la forme d'ondes (ou vibrations) qui se propagent dans toutes les directions : les ondes sismiques.


les ondes qui se propagent à l'intérieur de la Terre peuvent être enregistrées en plusieurs points du globe. On distinguera 2 grands types : les ondes de cisaillement, ou ondes S, et les ondes de compression, ou ondes P ;


Les ondes P Ce sont les ondes les plus rapides (6 km/s en moyenne) ; elles se propagent dans les solides, les fluides, les gaz, et même l'atmosphère. Elles sont par conséquent les premières à être enregistrées par un sismographe après un tremblement de terre, d'où leur appellation également d'ondes primaires.


les ondes S Ce sont des ondes transversales qui ne sont transmises que par les solides (car les gaz et les liquides n'ont pas l'élasticité pour reprendre leur forme originelle) : elles consistent en des mouvements perpendiculaires à la direction de propagation des ondes. La vitesse de propagation des ondes S dans la croûte terrestre est d'environ 3,5 km/s : elles sont donc enregistrées après les ondes P (d'où leur appellation d'ondes secondaires).

Les ondes de surface ( ondes L ) :elles ne se propagent que dans les couches superficielles du globe. Ce sont les ondes les plus lentes mais elles sont responsables de la plupart des dégâts.


Les ondes sismiques se comportent comme des ondes de lumière et de son : elles peuvent être transmises et aussi réfléchies et réfractées.

Les ondes sont réfléchies par des discontinuités dans la Terre, tandis que la réfraction implique un changement de vitesse d'une onde et de sa direction. Si la Terre possédait une composition homogène et si la densité augmentait de façon progressive avec la profondeur, alors les ondes auraient une trajectoire courbe et une vitesse croissante (la vitesse de propagation des ondes est proportionnelle à la densité du matériel dans lequel elles se propagent) ; alors qu'en fait elles sont réfléchies et réfractées par des zones de changement brusque de densité, comme la limite entre le manteau et le noyau.

Ainsi, l'augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une hausse de la densité du matériel à mesure qu'on s'enfonce vers le centre de la Terre, mais la propagation des ondes S stoppent brusquement à la limite entre le noyau et le manteau : cela indique que le noyau externe est liquide.


comment observer et connaitre la composition de la Terre?

L’observation directe a longtemps été la seule solution pour connaître la structure du globe.

• Les coupes naturelles, qui permettent d’observer les 5 premiers kilomètres sous la surface.

• Les forages qui peuvent être plus profonds, le plus profond se situe dans la presqu’ile de Kola en Laponie, il atteint 12 Km de profondeur mais cela ne permet pas de connaître les 6370 Km de rayon terrestre.

Il a donc fallu trouver d’autres moyens pour observer la structure interne de la planète.

Nous étudierons d’abord le principe de propagation des ondes sismiques, puis nous verrons comment les résultats des analyses sismiques révèlent l’existence de couches à l’intérieur de la Terre, dont la lithosphère et l’asthénosphère.

le séisme:

Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de la rupture de roches soumises à des contraintes. L’énergie libérée au foyer du séisme se propage sous forme d’ondes sismiques à l’intérieur du globe et à sa surface. Ces ondes, émises dans toutes les directions, peuvent être enregistrées par un sismographe à une très grande distance du foyer du séisme, sous forme de graphiques que l’on nomme des sismogrammes

.

Structuration de la terre:

Le Moho est une discontinuité physique entre la croûte et le manteau.

Cette accélération ( des ondes ) s'explique par un changement du milieu (densité et minéraux). La croûte étant constituée majoritairement de basaltes (O, Si, Mg, Fe, Al, Ca) ou de granites (O, Si, Al, K, Na), alors que le manteau est fait de péridotite (O, Si, Mg).

La profondeur du Moho est très variable, elle est voisine de 7-8 km sous les océans et de 30 à 70 km sous les continents.

À la suite d’un séisme, les ondes ne traversent pas la Terre de manière linéaire. En effet, les stations sismiques réparties à la surface de la Terre enregistrent l’arrivée des ondes P et S issues d’un séisme et l’analyse de ces données et le calcul de leur vitesse permet de reconstruire les réfractions et les réflexions qu’elles ont subies.


On sait que plus la densité augmente plus la vitesse des ondes augmente. On remarque que plus la profondeur augmente, plus la vitesse des ondes augmente.

L’étude de la propagation des ondes P et S à l’intérieur du globe permet de mettre en évidence plusieurs discontinuités majeures.

la discontinuité de Gutenberg:

Pour chaque séisme, les stations d’enregistrement situées sur une large zone du globe ne reçoivent aucune onde directe : cette « zone d’ombre » s’étendant pour les ondes P entre 11500 et 14500 km (ou 104° et 140° de distance angulaire) du foyer sismique révèle l’existence de la discontinuité de Gutenberg, située à 2900 km de profondeur. Elle sépare le manteau d’un milieu plus dense nommé le noyau constitué principalement de fer.

Les ondes S se comportent comme les ondes P jusqu’à une distance de 11500 km. Elles se propagent dans tout le manteau, montrant qu’il est partout solide. En revanche les ondes S ne réapparaissent pas au-delà (elles sont seulement réfléchies), cela montre que le noyau est à l’état liquide au moins dans ses régions les moins profondes (noyau externe).


La discontinuité de Lehmann:

Elle est située à 5150 km de profondeur. Elle sépare le noyau externe, liquide, du noyau interne ou graine qui est solide.

Bilan :

Ce modèle concentrique de la structure interne du globe, basée sur les études sismiques constitue le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model). Il a été imaginé en 1981, il permet de mettre en évidence les changements de vitesse des ondes sismiques S et P en fonction des discontinuités et de la structure interne du globe.

Il permet de diviser le globe terrestre en trois couches successives : la croute, le manteau et le noyau et de pouvoir donner une épaisseur à chaque couche.




la litosphére: Elle est composée de deux parties : la croûte terrestre et la partie supérieure (=rigide) du manteau supérieur. On parle de lithosphère océanique et continentale. La lithosphère est divisée en plusieurs plaques : les plaques tectoniques. Ces plaques sont en mouvements (horizontaux et verticaux). Elle est constituée de roches rigides.

La lithosphère repose sur l’asthénosphère.

l'asténosphére:

Elle constitue la partie inférieure du manteau supérieur. On dit que l’asthénosphère est ductile.

On observe dans l’asthénosphère des mouvements de convections due à l’augmentation de la température avec la profondeur. On parle de gradient géothermique.

Asthénosphère en rose

Lithosphère en vert (croûte + partie supérieure du manteau supérieur)

Plan de Wadati Bénioff = Panneau plongeant

Fosse océanique = lieux entre les deux plaques

Arc volcanique= sur la plaque de gauche

litosphère:

Elle est divisée en un ensemble de plaques peu déformables, qui sont en perpétuel mouvement. On observe 14 plaques principales et une 40ène de microplaques. Pour appréhender les mouvements horizontaux, de l’ensemble de ces plaques, on peut utiliser différentes techniques.

La géodésie:

est la science de la mesure de la Terre, elle étudie notamment la déformation de la planète et de son écorce terrestre.

Cette science, utilisant les mesures spatiales, permet de vérifier et d’adapter le modèle de la tectonique des plaques imaginé par Wegener en 1912.

La géodésie moderne s’appuie sur des techniques de mesure laser ou radio telles que le SLR (Satellite Laser Ranging), le VLBI ou le GPS (Global Positionning System).

Ces techniques mesurant en continu la longitude, la latitude et l’altitude permettent de détecter des mouvements de l’ordre du millimètre et en temps réel. Ce qui permet de calculer des vitesses de déplacement absolu, par rapport au repère fixe des méridiens et des parallèles terrestres. Les mouvements relatifs sont déterminés par le mouvement des plaques les unes par rapport aux autres :

 divergence au niveau des dorsales

 convergence au niveau des zones de subduction et au niveau des zones de collision continentale.

 décrochage : glissement horizontal de deux plaques l’une contre l’autre.


On observe que les sédiments les plus anciens ont à peu près 170 Ma (Jurassique) sur le schéma. Ensuite ils disparaissent dans une subduction (disparition du plancher océanique). On voit déjà dans le schéma de droite, le plancher océanique s’affaisser.

On peut ainsi calculer en connaissance l’âge et la distance, la vitesse de la divergence des plaques, 2 à 3 cm/an pour les dorsales les plus lentes et jusqu’à 16 cm/an pour les plus rapides.

La formation de la croute océanique au niveau des dorsales:


Les images de tomographie sismique expliquent le flux géothermique anormalement élevé au niveau de la dorsale, en mettant en évidence à leur aplomb une remontée du manteau asthénosphérique.

Le magma est soumis à des mouvements de convection ascendants qui le font remonter et provoque sa décompression. En revanche, ce mouvement se fait pratiquement sans échanges thermiques avec l’environnement.

Ce magma est alors un mélange de roches (péridotites) partiellement fondues. Pour que les péridotites entrent en fusion partielle, des conditions particulières doivent être rassemblées :

Le liquidus est une ligne imaginaire qui sépare la péridotite liquide du magma (zone de fusion partielle).

Le solidus sépare la péridotite solide du magma.

Le géotherme en rouge est une courbe qui représente le parcours des péridotites sous une dorsale.


conditions de fusion de la péridotite et du géotherme sous la dorsale


La divergence lithosphérique a lieu au niveau des dorsales, elle est à l’origine de la formation, plus ou moins rapide, des océans.

La lithosphère océanique est formée de roches volcaniques mises en place au niveau de l’axe de la dorsale (= rift).

Une fois mise en place, la lithosphère océanique évolue au fil du temps. Elle finit par être trop dense, ce qui provoque sa subduction. Mais à ce niveau-là on est dans un mouvement de convergence.

De la création de la croute océanique à sa disparition

volcans

péridotite à l'état solide

point chaud venant du noyau

Lorsque deux plaques tectoniques divergent, elles font apparaitre une faille. Puis se forme un rift (ensemble de failles au centre de la dorsale ce qui entraine un amincissement puis une rupture de la croûte continentale), la roche qui se forme alors est un basalte. C’est la formation du plancher océanique.

Quand les plaques s’écartent, elles entraînent, avec elles, les basaltes formés. Les basaltes se recouvrent progressivement de sédiments. Plus la plaque s’éloigne du rift, plus elle empile des sédiments. En effectuant des carottages et en étudiant les fossiles présents dans la couche de sédiments au contact du basalte, on peut alors donner l’âge des basaltes. Les sédiments déposés sur le basalte ont le même âge que le basalte. Ils se sont déposés en même temps que le rift se formait.

Un point chaud est une accumulation supposée de magma dans le manteau profond. Ils sont très souvent identifiés par un alignement de volcans en surface.

Ces volcans issus d’un point chaud sont situés sur une plaque, on parle de volcanisme intraplaque.

Le volcan à l’aplomb du point chaud est encore actif ou alors assez récent et les autres volcans sont éteints.

L’étude de l’âge des roches montre que l’âge des volcans augmente avec leur éloignement du point chaud.

fonctionnement d'une dorsale:

Les dorsales sont des ensembles géologiques typiques des zones de divergence. Ce sont des bombements de grande amplitude des fonds marins.

Les dorsales sont caractérisées par des activités :

• sismiques

• tectoniques

• magmatiques

• hydrothermales


En fonction de la vitesse d’écartement, on distingue deux types de dorsales :

• Les dorsales lentes qui s’ouvrent à une vitesse de 2,5 cm/an : exemple la dorsale atlantique

• Les dorsales rapides qui s’ouvrent à une vitesse de 12 cm/an : exemple la dorsale est-pacifique.


litosphére

asténosphére