Chapitre 2 Dynamique des enveloppes terrestres

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1 Partie Géologie IA - Le Partie I - La Terre, planète active Chapitre 2 Dynamique des enveloppes terrestres code des diapositives très important, à savoir avec précision important pour comprendre pour approfondir, sinon à couper

2 1. Les mouvements des enveloppes terrestres 2

3 Carte des pressions à la surface du globe janvier 3

4 Carte des vents à la surface du globe janvier 4

5 Superposition janvier BP HP HP HP BP HP BP HP BP Bilan : les vents vont des hautes vers les basses pressions 5

6 Brise de mer et brise de terre 6

7 Carte du flux solaire incident en surface Moyennes sur une année 7

8 Energie solaire reçue par la Terre constante solaire = quantité d énergie reçue par unité de surface = 1370 W.m -2 rayonnement solaire perpendiculaire à la surface soleil Terre rayonnement solaire non perpendiculaire à la surface soleil énergie du rayonnement solaire = quantité d énergie reçue en moyenne sur Terre = 342 W.m -2 8

9 Le bilan radiatif de la Terre est nul Rayonnement solaire incident = 342 W.m W.m -2 sont directement réfléchis à leur contact avec l atmosphère reçu : 235 W.m -2 réémis : 235 W.m -2 Le bilan global à l échelle de la Terre est donc nul. Par contre, il n est pas nul localement : il est positif à l équateur et négatif aux pôles. 9

10 Le pendule de Foucault Mise en évidence de la force de déviation due à la rotation de la Terre = force de Coriolis Montage du pendule de Foucault au Panthéon en Dessin obtenu par la pointe du poids, dans le sable en une journée site planet-terre

11 La force de Coriolis dévie les vents Observation de grandes cellules de vent au-dessus des océans Dans l hémisphère Nord, déviation vers la droite. Dans l hémisphère sud, déviation vers la gauche. 11

12 La force de Coriolis dévie les vents Anticyclone Dépression D Dans l hémisphère Nord, déviation vers la droite => l air contourne la dépression par la droite => l air tourne dans le sens contraire des aiguilles d une montre autour d une dépression (inverse pour un anticyclone). force-de-coriolis.xml#manifestation 12

13 Rappel : chaleur et physiologie animale Conduction Rayonnement infrarouge Evaporation sueur air exhalé Convection périphérie air extérieur noyau Transferts thermiques Mêmes mécanismes physiques en géologie mais dans des proportions différentes! 13

14 Nombre de Rayleigh et convection Ra = poussée d Archimède dissipation = ρ g α ΔT d 3 κ η ρ = masse volumique en kg m -3, g = force de gravité en m s -2, α = coefficient d expansion thermique, sans dimension, ΔT = différence de température entre le haut et le bas de la couche, en kelvin (K), κ = diffusivité thermique en W m -1 K -1 η = viscosité en Pa s. d = distance entre le haut et le bas de la couche. Cellules de convection dans une casserole Si Ra > alors s initie une convection 14

15 Exemple dans la troposphère R a = poussée d Archimède dissipation = ρ g α ΔT d 3 κ η ρ = 1,2 kg m -3, g = 9,81 m s -2, α = coefficient d expansion thermique, sans dimension (= 0,02), ΔT = +13-(-56) = 69 C, κ = 0,026 W m -1 K -1 Ra = >>> η < 10-3 Pa s. d = 12 km Il y a donc convection! 15

16 Circulation atmosphérique globale et modèle des vents de surface Cellule de Ferrell Haute pression Basse pression Haute pression Cellule de Hadley vents dominants d ouest Alizés du nord-est Basse pression Zone de convergence intertropicale Alizés du sud-est Cellule de Hadley vents dominants d ouest Haute pression Cellule de Ferrell Basse pression Haute pression Cellule polaire 16 Bousquet et Robert, la dynamique du système Terre, Belin 2013

17 BILAN : les mouvements de la troposphère À l échelle de la Terre l inégale répartition du flux solaire entraîne une redistribution de chaleur grâce à 3 cellules de convection de la troposphère, générant des vents. À grande échelle Les différences de pression (dues à des différences de température) génèrent des vents horizontaux allant des zones de HP vers les zones de BP, et déviés par la force de Coriolis. Des mouvements verticaux sont associés. À l échelle locale brises de terre, brises de mer, effets du relief... 17

18 Répartition des volcans et séismes 18

19 Les principales plaques lithosphériques 19

20 Limites de plaques limites horizontales - zones de convergence : zones de subduction (avec arc insulaire ou cordillière) ou de collision (Himalaya) ; - zones de divergence : dorsales océaniques ; - zones de coulissage : failles transformantes (San Andrea). Dans ce modèle, l accrétion à l équateur est bien supérieure à celle des pôles, ce qui n est pas le cas limites verticales Les failles transformantes permettent d homogénéiser l accrétion océanique épaisseur de la lithosphère jusqu à la LVZ => limite thermique = C épaisseur = 100 km en moyenne. 20

21 Les mouvements des plaques vitesses déterminées par cinématique GPS 21

22 Le géotherme terrestre 22 planet-terre.ens-lyon.fr

23 Les sources de chaleur du globe Nature Lieu Énergie en W Radioactivité Différenciation croûte manteau noyau cristallisation du noyau énergie gravitaire 6, Accrétion initiale manteau - noyau 12 autres tectonique, séismes 1 23 (D après Caron J.M. et Coll. «Comprendre et enseigner la planète Terre» Ophrys Ed.)

24 Chaleur et radioactivité croûte continentale croûte océanique manteau U (ppm) 1,6 0,9 0,015 Th (ppm) 5,8 2,7 0,08 K (%) 1,7-3,0 0,4 0,1 Chaleur produite en µw.m -3 1,0 à 1,1 0,5 0,02 volume en km 3 4, , Chaleur totale en W 4, , (D après Caron J.M. et Coll. «Comprendre et enseigner la planète Terre» Ophrys Ed.) 24

25 Évacuation de la chaleur Rayonnement impossible car les IR ne traversent que les milieux peu denses et translucides Conduction la chaleur se déplace de proche en proche sans mouvement de matière. le flux thermique suit la loi de Fourier : J = - k dt dx coefficient de conductivité thermique en W.m -1.K -1 flux de chaleur selon l axe x barre de métal 25 source de chaleur Valeurs de k cuivre : 400 W.m -1.K -1 polystyrène : 0,03 W.m -1.K -1 roches : 2 à 5 W.m -1.K -1 => conduction faible dans le manteau

26 Nombre de Rayleigh et convection Ra = poussée d Archimède dissipation = ρ g α ΔT d 3 κ η ρ = masse volumique en kg m -3, g = force de gravité en m s -2, α = coefficient d expansion thermique, sans dimension, ΔT = différence de température entre le haut et le bas de la couche, en kelvin (K), κ = diffusivité thermique en W m -1 K -1 η = viscosité en Pa s. d = distance entre le haut et le bas de la couche. Cellules de convection dans une casserole Si Ra > alors s initie une convection 26

27 La convection «vue» par ombroscopie Montage panaches ascendants échauffement de la base 27 échauffement ponctuel

28 La convection «vue» par ombroscopie refroidissement de la surface Panaches descendants par refroidissement surfacique des glaçons refroidissent la surface supérieure 28

29 La convection mantellique Nombre de Rayleigh dans le manteau = 10 8 il existe une convection remontée de manteau par convection faible pression chaud faible conduction faible perte de chaleur température constante décompression adiabatique forte pression chaud 29

30 Les modèles de convection : modèle 1 Convection entre une plaque froide et une plaque chaude A la surface au contact avec une plaque froide, le fluide se refroidit par conduction. Sa densité augmente alors et il s enfonce. Sa température reste quasiment constante. couche limite CLT Sur le fond chaud, le fluide se réchauffe par conduction. Il se dilate alors donc sa densité diminue et il remonte. Sa température reste presque constante (légère diminution à cause de la baisse de pression) => c est une remontée adiabatique. 30 géotherme associé

31 Les modèles de convection : modèle 2 Convection avec une plaque froide et un milieu chauffant A la surface au contact avec une plaque froide, le fluide se refroidit par conduction. Sa densité augmente alors et il s enfonce. Sa température reste quasiment constante. couche limite couche limite Il n y a pas de réchauffement à la base mais une production de chaleur «dans la masse» : les courants ascendants sont dus au simple remplacement de la matière qui manque en surface par de la matière plus profonde et plus chaude. 31

32 Géotherme : couche limite supérieure ressemblant moins marqué sur Terre gradient thermique dans le modèle 1 géotherme terrestre Le géotherme ressemble à un profil de cellule de convection... mais pas tout à fait! 32

33 Les modèles de convection Modèle intermédiaire : celui de la Terre Dans ce modèle convection du manteau «coincé» entre une lithosphère isolante (froide) et un noyau chauffant + radioactivité interne Dans ce modèle enfoncement au niveau des zones de subduction => traction arrivée de matériel chaud au niveau des dorsales => poussée 33

34 La plaque africaine et la poussée des dorsales poussée extension poussée La poussée des dorsales devrait induire une compression est-ouest de l Afrique. Or la plaque est en contexte d extension. La poussée des dorsales serait donc une force faible. 34

35 Les Andes, zone de subduction altiplano océan Pacifique cordillière Le volcan Chimborazo (Equateur) 35

36 Une anomalie thermique cordillière zone froide où les ondes sismiques se propagent vite 36

37 Flux thermique dans le Pacifique image de tomographie sismique dorsale zone de subduction 37

38 Le modèle actuel de la convection La taille des flèches blanches indique la vitesse des mouvements 38 importance des subductions qui mettent en mouvement la lithosphère dorsales impliquées de façon superficielle et passive, comblant l écartement des plaques ascension de panaches sous les points chauds

39 Carte mondiale du flux thermique Flux moyen = 87 mw.m -2 39

40 Conclusion sur les mouvements mantelliques Le flux thermique est plus important en surface au niveau des dorsales et points chauds ; plus faible dans les zones de subduction. Le moteur principal de la convection est le refroidissement des plaques océaniques qui subductent. Au niveau des dorsales, le flux de chaleur est dû à la remontée de matériel qui compense la traction de subduction + chaleur de convection ascendante. La remontée adiabatique explique par contre à elle seule l ouverture des rifts actifs et l expansion océanique des océans jeunes (sans subduction). La chaleur issue du noyau provoque des panaches chauds dans la couche D à l origine des points chauds. 40

41 Des mouvements aussi dans les océans Carte des courants océaniques 41