Thème 1B : La tectonique des plaques : l histoire d un modèle

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1 Thème 1B : La tectonique des plaques : l histoire d un modèle Chapitre 1 : Naissance et critiques d'une théorie, la dérive des continents 1. Naissance de l'idée : Wegener et la dérive des continents (1915) Livre p Les données prises en compte par Wegener : - La complémentarité des contours des continents de part et d'autre de l'atlantique. - La disposition de formations géologiques similaires sur des continents différents. - La répartition de fossiles identiques sur des continents différents. - La répartition différente des altitudes pour les océans et les continents. L'interprétation de Wegener : la dérive des continents - Les croûtes océanique et continentale seraient de nature différente : les océans ne correspondraient pas à l'effondrement des continents. - Les continents actuels résulteraient du morcellement d'un super-continent (Pangée). - Les continents se déplaceraient horizontalement. - Le moteur du déplacement serait la rotation de la Terre et la poussée vers l'équateur. Les critiques du modèle de Wegener reposent principalement sur les causes du déplacement des continents : les forces proposées par Wegener ne permettent pas un tel déplacement. 2. Ondes sismiques et structure interne du globe ( ) 2.1. Propriétés des ondes sismiques Lorsqu un séisme se produit, différents types d ondes sismiques se propagent, à des vitesses différentes, à partir du foyer. Les ondes P et S se propagent dans toutes les directions à l'intérieur du globe, les ondes horizontales (R et L) ne se propagent qu'en surface. La vitesse des ondes P et S dépend de la composition chimique (roches), de l'état (solide ou liquide) et de la rigidité des milieux traversés : rigidité => vitesse Les ondes P se propagent dans tous les milieux alors que les ondes S ne se propagent que dans les solides. Les variations progressives de vitesse traduisent une variation de pression et de température des roches liée à la profondeur. Les variations brutales de vitesse (accélération ou ralentissement) = sauts de vitesse, traduisent un changement chimique (nature des roches traversées) ou d'état du milieu (solide, liquide). Lorsque les ondes sismiques changent de milieu, elles subissent une réfraction (déviation) d'autant plus importante que les milieux sont différents, et leur vitesse subit un saut. Tout saut de vitesse ou toute réfraction peut donc être interprétée comme un changement de milieu. Schéma Structure interne L étude de la propagation des ondes sismiques P et S à l intérieur du globe terrestre montre que les ondes sismiques subissent des réfractions et des sauts de vitesse. L intérieur du globe est donc formé d enveloppes concentriques de caractéristiques différentes. Trois grandes discontinuités peuvent être définies : - La discontinuité de Mohorovicic, ou Moho, sépare la croûte du manteau à une profondeur moyenne de 6 km sous les océans et entre 30 et 80 km sous les continents. - La discontinuité de Gutenberg marque la limite entre le manteau et le noyau vers 2900 km. Le ralentissement brutal de la vitesse des ondes P et la disparition des ondes S indique que le noyau externe est liquide. - La discontinuité de Lehmann, vers 5100 km de profondeur, marque la limite entre le noyau externe liquide et la graine solide. Schéma 2 L'existence d'un manteau épais, totalement solide est incompatible avec le déplacement horizontal des continents proposé par Wegener. Il ne peut pas y avoir dérive des continents. 3. Nature des croûtes et du manteau 3.1. Une roche est un assemblage de minéraux Une roche est définie par : - sa composition chimique - sa composition minéralogique : minéraux qu'elle contient (ex. pyroxène, feldspath, quartz) - sa structure : mode d'assemblage des minéraux qui la constituent La composition minéralogique et la structure d'une roche sont les conséquences de son mode de formation. Les roches magmatiques proviennent de la cristallisation d'un magma. - RMP Roches plutoniques (ex. granite, gabbro) : refroidissement lent en profondeur => cristallisation totale => structure grenue : phénocristaux jointifs. - RMV Roches volcaniques (ex. basalte) : refroidissement rapide en surface => cristallisation partielle => structure microlitique : quelques phénocristaux, microlites (cristaux microscopiques), verre non cristallisé. Les roches sédimentaires sont formées d éléments divers (minéraux, fossiles) agglomérés par un ciment plus ou moins cristallisé. Schéma 3

2 3.2. Croûtes continentale et océanique, manteau Le manteau est constitué de péridotites sur lesquelles repose la croûte. La croûte continentale est essentiellement granitique et hétérogène du point de vue des roches qui la constituent. La croûte océanique est essentiellement constituée de roches magmatiques : basalte (RMV) et gabbros (RMP). Une épaisseur variable de sédiments recouvre les basaltes. Croûte océanique Croûte continentale Composition globale Roches principales Densité Epaisseur moyenne Age max Basaltique Granitique basaltes et gabbros, roches sédimentaires granites, roches métamorphiques et sédimentaires 3 6 km 200 Ma 2,7 30 km ~ 4 Ga Les croûtes continentale et océanique sont donc bien de natures différentes, océans et continents n'ont donc pas la même origine. 4. Lithosphère-Asthénosphère Dans le manteau, il existe une zone à faible vitesse (LVZ) vers 100 km indiquant une baisse de la rigidité. Le manteau supérieur est donc constitué : - du manteau lithosphérique, jusqu'à 100 km, très rigide - de l'asthénosphère, de 100 à 700 km, plus chaude, moins rigide et donc ductile (déformable). La limite entre le manteau lithosphérique et l'asthénosphère correspond à l'isotherme (points de même température) 1300 C. A cette température, les roches du manteau sont ductiles et donc moins rigides. - Péridotites T <1300 C rigides = manteau lithosphérique - Péridotites T >1300 C moins rigides, ductiles = asthénosphère La lithosphère est constituée de la croûte et du manteau lithosphérique. Schéma 4 Chapitre 2 : De la dérive des continents à l'expansion océanique 1. Reliefs océaniques (~1950) Les océans sont constitués de plaines abyssales ( m de profondeur) et contiennent une ou plusieurs dorsales océaniques, reliefs découpés par de nombreuses failles. Le passage océan-continent ou marge continentale est formé, suivant les cas, d'un plateau et d'un talus descendant vers la plaine abyssale ou d'une fosse très profonde ( m) caractéristique des zones de subduction. Schéma 5 2. Paléomagnétisme et expansion océanique (~1950) Les roches magmatiques (basaltes par exemple) contiennent de la magnétite (oxyde de fer) qui acquiert, au moment du refroidissement du magma, l aimantation ambiante : elles conservent donc en mémoire le champ paléomagnétique qui existait lors de leur formation. Le champ magnétique a subi des inversions au cours des temps géologiques. Lorsque le champ paléomagnétique est de même sens que l actuel, on observe une anomalie magnétique positive (car addition) dans le cas contraire, l anomalie est négative (car soustraction). On observe une symétrie des anomalies magnétiques par rapport à la dorsale qui permet de dater les portions d océan : plus on s éloigne de la dorsale, plus l océan est âgé symétriquement. Il existe donc une expansion océanique : le plancher océanique s'agrandit donc symétriquement de part et d'autre de la dorsale : c'est l'accrétion océanique. Les vitesses d'expansion varient selon les océans, elles sont de l'ordre de quelques centimètres par an. Schéma 6 3. Flux thermique et convection mantellique ( ) Le géotherme traduit la variation de la température en fonction de la pression donc de la profondeur : la température augmente avec la profondeur. Les enveloppes internes sont plus chaudes que la lithosphère superficielle. La remontée de chaleur constitue le flux thermique. Le flux thermique est la conséquence de la dissipation de l énergie interne. L'énergie interne provient principalement des réactions de désintégration des éléments radioactifs contenus dans les roches terrestres (principalement la base du manteau inférieur). La mesure en surface du flux thermique montre une répartition inégale et des variations importantes : - les océans sont globalement plus chauds que les continents, - dans un océan : le flux est maximum au niveau des dorsales et inférieur à la moyenne au niveau des fosses. Il existe donc dans le manteau des mouvements de matière : - remontée de matière chaude au niveau des dorsales - descente de matière froide au niveau des fosses Ces mouvements de matière constitue la convection mantellique, moteur du déplacement en surface. Schéma 7 4. Disparition de la lithosphère océanique au niveau des subductions Une zone de subduction est marquée par une fosse océanique. Elle se caractérise par une activité magmatique et sismique : c'est une marge active. On niveau d une subduction, on observe une double anomalie thermique : la température des roches en fonction

3 de la profondeur ne correspond pas à la température moyenne du manteau. L anomalie négative s'explique par la plongée d'une lithosphère océanique subduite froide, venant de la surface, dans l'asthénosphère plus chaude. L anomalie positive concerne la lithosphère chevauchante. C'est la conséquence de la remontée de magmas en arrière de la fosse. Plus on s éloigne de l axe de la fosse, plus les séismes sont profonds jusqu à 700 km. Les séismes les plus superficiels se localisent essentiellement entre la fosse et la zone magmatique. La répartition des séismes définit le plan de subduction appelé plan de Benioff-Wadati. Les séismes sont la conséquence du plongement d'une portion froide et rigide donc cassante de lithosphère océanique à l'intérieur du manteau plus chaud et ductile. Schéma 8 Chapitre 3 : La tectonique des plaques (fin années 1960) 1. Plaques lithosphériques La surface du globe est découpée en plaques lithosphériques de différentes tailles. La limite entre deux plaques est une marge active caractérisée par une activité sismique et volcanique. Les plaques se déplacent, relativement les unes par rapport aux autres, sur l'asthénosphère ductile : - elles s'écartent au niveau des dorsales : divergence - elles se rapprochent au niveau des zones de subduction : convergence - elles coulissent au niveau des failles transformantes ou décrochantes L'activité sismique s'observe aux frontières de plaques. C'est la conséquence du déplacement des plaques lithosphériques rigides. Les dorsales sont découpées par des failles qui expliquent l'activité sismique : - les failles normales sont caractéristiques d'une divergence - les failles transformantes sont des failles coulissantes Les plaques subissent une rotation sur une sphère : les failles transformantes décrivent des arcs de cercle ayant le même centre de rotation (pôle eulérien de la plaque). Les différents tronçons ne se déplacent pas à la même vitesse qui augmente plus on s'éloigne du centre de rotation. Schéma 9 2. Preuves des mouvements relatifs des plaques 2.1. Les archipels de points chauds Les points chauds sont des points fixes, situés sous la lithosphère, à l origine d un magmatisme mettant en place des îles volcaniques disposées en chapelet (archipels) à l'intérieur d'une plaque (magmatisme intra-plaque). L île la plus récente se trouve au-dessus du point chaud, la plus ancienne est la plus éloignée du point chaud. Comme toutes les îles ont la même origine, le point chaud fixe, l archipel est la conséquence de l expansion océanique et donc du déplacement de la plaque lithosphérique au-dessus du point chaud. Schéma L'âge des sédiments océaniques On observe qu en différents points d un océan, l âge et l épaisseur des sédiments varient par rapport à la dorsale : plus on s éloigne de la dorsale, plus les sédiments sont âgés, donc plus l océan est ancien. Par conséquent l océan se forme symétriquement au niveau de la dorsale. Schéma Données GPS La technique du GPS permet de déterminer avec précision et de prévoir le déplacement en latitude et en longitude d'une plaque et ainsi de calculer sa vitesse absolue de déplacement (Somme vectorielle des V Lat et V Lon). Le déplacement relatif d'une plaque A par rapport à une plaque B est défini par : - déplacement relatif en latitude de A par rapport à B = V Lat de A V Lat de B - déplacement relatif en longitude de A par rapport à B = V Lon de A V Lon de B Schéma Formation de la lithosphère océanique au niveau des dorsales Les péridotites de l'asthénosphère qui remontent sous la dorsale subissent une décompression en conservant leur température élevée. Cette baisse de pression à haute température entraîne la fusion partielle des péridotites et ainsi la création de magmas. Schéma 13 Le magma produit alimente une chambre magmatique située sous la dorsale. Une partie du magma atteint la surface et refroidit rapidement formant des basaltes partiellement cristallisés, roches magmatiques volcaniques à structure microlitique. Sous les basaltes, la cristallisation totale en profondeur s'effectue lentement sur les parois de la chambre magmatique et met en place des gabbros, roches magmatiques plutoniques à structure grenue. Basaltes et gabbros constituent la croûte océanique. Schémas 14 et 15 Bilan

4 1 : Wegener et la théorie de la dérive des continents Livre p.90-91, Comment Wegener réfute-t-il l'hypothèse selon laquelle les océans seraient la conséquence d'un effondrement? 2. Comment Wegener justifie-t-il l'hypothèse selon laquelle les continents dériveraient? 3. Comment Wegener explique-t-il le déplacement des continents? 2 : Croûtes et manteau Sachant que - les péridotites sont les roches du manteau - la limite entre la croûte et le manteau s'appelle le Moho - la croûte océanique est de nature basaltique et la croûte continentale de nature granitique : Légender, en utilisant les informations du tableau, le document qui donne la répartition de la vitesse des ondes P en profondeur à la limite océan-continent. Attendu : croûte continentale, croûte océanique, Moho, manteau. Tableau : Vitesse des ondes P dans des roches et des milieux de natures différentes nature du milieu vitesse des ondes P (km.s -1 ) eau de mer 1,5 sédiments et roches sédimentaires 2 à 5 granites et gneiss 5,6 à 6,3 basaltes et gabbros 6 à 6,5 péridotites 8 à 12 Document : Répartition de la vitesse des ondes P en profondeur à la limite océan-continent Livre exercice 8 p : Composition et structure d'une roche 4 : Composition des croûtes océanique et continentale Tableau : Vitesse des ondes P dans des roches et des milieux de natures différentes Nature Vitesse km.s -1 Continent Océan eau de mer 1,5 - + roches sédimentaires 1,7 à 5,5 + + granites 5,6 à 6,5 + - roches métamorphiques 6,5 à 7,6 + - basaltes 6 à 6,5 - + gabbros 6,5 à péridotites 7,9 à 8, = absence / + = présence 1. En utilisant les informations du tableau, donner la composition des croûtes continentale et océanique. 2. Légender chaque document (croûte, manteau, Moho). 3. Comparer les deux croûtes.

5 Vitesse des ondes P sous un océan Vitesse des ondes P sous un continent 5 : Vitesse des ondes P et S à l'intérieur du globe

6 Livre, exercice 7 p : Profondeur du Moho sous les Alpes 7 : Lithosphère et asthénosphère Des mesures précises de la vitesse des ondes P ont permis de construire les graphes suivants. Sous un continent Sous un océan 1. En utilisant les données relatives à la vitesse de propagation des ondes P (document 2), justifier les affirmations : - il existe deux enveloppes superficielles distinctes, la croûte et le manteau supérieur, séparées par le Moho. - il existe deux types de croûtes de composition différentes entre-elles et avec le manteau. - le manteau supérieur peut être subdivisé en deux parties, une partie homogène et très rigide appelée manteau lithosphérique et une partie moins rigide appelée asthénosphère. 2. Légender précisément le document. Livre, exercices 6 et 7 p : Anomalies magnétiques 9 : Variations du flux thermique Les documents donnent la répartition des isothermes reliant les points de même température, au niveau d'une dorsale et au niveau d'une fosse océanique. Isothermes au niveau de la dorsale Isothermes au niveau d'une fosse

7 Géothermes Géothermes 1. Tracer les géothermes, profondeur en fonction de la température, sous la dorsale et à 4000 km (moyenne) ; au niveau d'une fosse (prendre la plus grande profondeur de l'isotherme) et 300 km en avant (moyenne). 2. Comparer les géothermes. 10 : Subduction Fosse 1. Préciser comme se répartissent les foyers sismiques par rapport à la fosse. 2. Proposer un schéma d'interprétation d'une coupe d'est en ouest perpendiculaire à la fosse. 11 : Points chauds Livre doc.3 p Décrire le mouvement de la plaque en fonction du temps. 2. Calculer la vitesse d'expansion au cours des derniers 10 et 27 Ma d'une part, entre 65 et 44 Ma d'autre part. 3. La vitesse d'expansion est elle constante? Livre, exercice 7 p.153 Livre, exercice 9 p : Age des sédiments océaniques 13 : Déplacements relatifs

8 14 : Déplacement de la plaque Nazca On dispose des données GPS de l'île de Pâques (EISL) et de Santiago (SANT). EISL, longitude EISL, latitude SANT, longitude SANT, latitude 1.Tracer le déplacement absolu et relatif des deux points étudiés. 2. En déduire le déplacement de la plaque Nazca par rapport à l'amérique du sud et la nature des frontières 1 et 2 (3 est une dorsale).