STRUCTURE COMPOSITION ET DYNAMIQUE DE LA TERRE

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1 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

2 Croûte continentale 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 (SiO 2 ), les feldspaths des silicates d alumine avec calcium, sodium et potassium. Les micas contiennent des silicates d alumine avec fer et magnésium en plus. Sédiments et roches volcaniques Œil nu Granite LPA Granite et roches métamorphiques. Œil nu Péridotite LPA MOHO Manteau supérieur Péridotites

3 Croute océanique 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 Sédiments Basaltes en coussins Œil nu Basalte LPA Complexe filonien Gabbros Gabbros lités Péridotite Œil nu Gabbro LPA Manteau supérieur

4 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. Formation de météorites Nuage interstellaire Formation de petits corps Accrétion d une planète Bombardement météoritique Fin de la formation des planètes C. COMPOSITION DU NOYAU : Il semble composé d oxydes de fer et de nickel sans roches connues

5 Différenciation : les éléments les plus denses se réunissent au centre plan Noyau interne Fe, Ni, S Mercure Noyau externe Fe, Mg, O manteau (Si, Al, Na, K, Ca,.) Vénus noyau (Fe, Ni) noyau (FeS) Terre manteau (Fe,Mg) lithosphère Mars

6 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 continent Fe, Ni Noyau d= 10 à 12 d= Croute 2,7 continentale d= 2,7 Croute océanique d = 2,9 océan Manteau d= 3,3 à 5 atmosphère H, O d= 1 O, N

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 Temps d arrivée des ondes (min) Station A Station B Ondes L Station C Ondes S A foyer épicentre 15 Un faible temps d arrivée signifie une grande vitesse de propagation de l onde. 10 Ondes P Dist. / épicentre (Km)

8 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 105 Zone d ombre 142 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 km 5000 km 183 Cependant des ondes faibles arrivent dans la zone d'ombre, résultant d'une réflexion sur la discontinuité de Lehman.

9 Profondeur sous le plancher océanique Profondeur sous la surface continentale T de fusion commençante géotherme 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 Andes 5 6 Domaine continental Alpes centrales 5 5,9 Ecosse 6, Domaine océanique 2 5,1± 0, S P Km.s C ,8 8,1 6,5 7,4 8,2 6, ,7± 0,2 8,1± 0, Zone proche des conditions de fusion de la péridotite : Roche plus molle Prof. (km) Prof. (km) 250 Prof. (km) 500 Prof. (km) VP et VS des enveloppes superficielles T de fusion et géotherme

10 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 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 ).

11 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 670 km LVZ Manteau V P = 8 à 14 km/s Pression (GPa) km 670 km GUTEMBERG 2900 km 2900 km Noyau externe V P = 8.5 à 10,5 km/s LEHMAN 5100 km Noyau interne Graine 5100 km V P = 10 à 11,5 km/s 6370 km 6370 km Masse volumique (kg.dm -3 ) Température ( C)

12 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 axe de rotation de la Terre d après schéma de C. Allègre repris par P. Nougier axe de rotation entre plaque A et dorsale subduction cinétique des plaques lithosphériques

13 longitude relative (cm) longitude relative (cm) latitude relative (cm) latitude relative (cm) 19mm/an 14,2 mm/an 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. Höfn HOFN REYK Reykjanes 100 km 18,9mm/an 12,5 mm/an 22,1 mm/an 11,3 mm/an 5 REYK latitude 4 2 HOFN latitude année pente = 19 mm/an REYK longitude pente = - 11,3 mm/an 0 année pente = 14,2 mm/an - 4 année HOFN longitude pente = 12,5 mm/an - 4 année

14 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

15 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 T3 : polarité inverse T2 : polarité normale T1 : polarité inverse

16 Courant de matière: basalte?? dorsale 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) NW Tahiti nui SE Huahine Moorea Tahiti iti Mehetia Pacifique lithosphère Plaque pacifique Mouvement MANTEAU Point chaud

17 Courant de convection MANTEAU INFERIEUR Panache de manteau solide très chaud Panache de manteau solide très chaud ASTHENOSPHERE 2 hypothèses sur l origine des points chauds : plan Océan Croûte océanique Manteau supérieur Hypothèse haute Hypothèse basse MAGMA Point chaud MAGMA NOYAU 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

18 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.

19 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.

20 fusion de 3 % fusion de 6 % fusion de 12 % fusion de 24 % roche mère du magma roche résiduelle gouttes de liquide magmatique TEMPERATURE PRESSION 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 Peu de fusion des éléments réfractaires : Mg (Fe) 20 % de liquide magmatique enrichi en ces éléments fusible : Al, Na, K, Ca 80% de péridotite résiduelle enrichie en Mg

21 péridotite résiduelle foliée gabbros lités gabbros massifs 7 1 km 9 8 basaltes filons 5 km 5 4 chambre km isotherme 2 1 MOHO manteau «fondu» 5 km

22 Lithosphère 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 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.

23 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

24 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.

25 variation d altitude (cm) variation d altitude (cm) lac d ASSAL Djibouti rifting- d après MEN objectifs de référence en 1S, 1991 système de failles F1 N 1 km failles normales ( jeu et rejeu en nov. 1978) failles inactives en 1978 plan ombre côté compartiment abaissé système de failles F2 E quelques coulées basaltiques volcan Ardoukoba 4 3 B 1 2 C 3 2 altitude du repère 4-altitude du repère 3 1 baie du lac salé GHOUBBET A D épicentre séisme nov altitude du repère 1-altitude du repère F G

26 5 km ride de serpentinite banc de Galice Galicia (Espagne) Galice, marge passive -coupe simplifiéed après le fascicule de l UFR sciences de la Terre Dijon, année 2000 W E Atlantique sédiments croûte océanique croûte continentale sup. péridotites serpentinisées 10 km croûte continentale inf. péridotites

27 Evolution des bassins océaniques - Modèle de Wilson- d après Pinet, 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 fermeture du bassin océanique Mer Méditerranée Final Himalaya collision de deux masses continentales puis «fusion» et «suturation» surrection d une chaîne de montagne

28 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 (F e S) 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 < 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.

29 75 km lithosphère axe dorsale 500 C 900 C 1200 C d1 d2 d = 2,9 asthénosphèr d = 3,25 e M 60 A d3 d4 croûte densité de la lithosphère d1 = 3,21 d2 = 3,248 d3 = 3,255 d = 3,263 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.

30 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.

31 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.