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Laboratoire de Sciences de la Vie et de la Terre Première S

Mise à l’épreuve de l’idée d’une dérive des continents

Au début du XXe siècle, les premières idées évoquant une mobilité horizontale des continents s’appuient sur

quelques constatations. Alfred Wegener est un des initiateurs de la théorie mobiliste. Ces idées vont se heurter

cependant à d’autres constats sur la structure du globe terrestre. Ce laboratoire se propose de retrouver les faits

qui ont permis à Alfred Wegener de formuler son hypothèse et de mettre à l’épreuve cette hypothèse à l’aide des

données géophysiques de l’époque.

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer sur quels arguments la théorie mobiliste a été construite et les

raisons de son rejet par la communauté scientifique de l’époque.

MATERIEL : Documents sur la patrie tectonique de Madagascar

Clé USB avec logiciel Audacity et base de données sismiques en ligne : ‘Sismos à l’Ecole’

Partie 1. A la recherche de la patrie tectonique de Madagascar L’origine le l’île de Madagascar pose un problème géologique. On retrouve dans la littérature scientifique plusieurs

représentations de la Pangée (supercontinent imaginé par Wegener). Ces représentations sont contradictoires sur la

localisation de la future île de Madagascar.

Certaines reconstitutions placent la future île de Madagascar au niveau de l’actuel golfe du Zambèze (Hypothèse

H1), d’autres au niveau de l’actuelle île de Zanzibar (Hypothèse H2). Vous disposez d’une série de documents pour

résoudre le problème.

sur votre compte rendu :

En utilisant la méthode employée par Alfred Wegener pour reconstituer le supercontinent, proposez une position de

Madagascar dans la Pangée. Pour cela, vous rechercherez dans chaque document, le ou les argument(s) en faveur de

l’une ou l’autre des hypothèses Reconstituez alors la position de Madagascar à la fin du Jurassique sur la carte

fournie en superposant les éléments géologiques justificatifs.

Partie 2. A l’écoute sismique du globe terrestre Bien que fondée sur de nombreux arguments, la théorie de Wegener va être l’objet de controverses, notamment de la

part des géophysiciens. Les ondes sismiques, générées lors d’un séisme, notamment les ondes de volume, traversent

les zones profondes du globe. Leurs enregistrements nous renseignent sur certaines propriétés physiques du globe

terrestre. A partir des enregistrements d’un séisme local, réaliser une étude de la propagation des ondes sismiques

ayant traversé dans les zones profondes du globe avant d’arriver sur les stations d’enregistrement.


Evaluez le trajet et la vitesse de propagation des ondes sismiques de volume (ondes P) enregistrées sur différentes

stations d’enregistrement plus ou moins distantes de l’épicentre. Formulez une hypothèse explicative sur les

différences constatées sur la vitesse des ondes P constatée sur chaque station.

Afin de mettre à l’épreuve l’hypothèse précédente, il est nécessaire de mettre en œuvre une modélisation analogique.

A l’aide du dispositif mis à votre disposition (microphones et barres de matériaux variés), mettre en place une

modélisation qui permettrait de vérifier l’influence de la nature des matériaux traversés sur la vitesse de propagation

des ondes. Les ondes seront générées par un choc, les microphones permettront de mesurer la vitesse de propagation

des vibrations dans les matériaux. Le logiciel ‘Audacity’, permet d’analyser les vibrations enregistrées par les

microphones.

Sur votre compte-rendu

Imaginer le protocole expérimental, et appeler le professeur.

Réaliser les différentes manipulations envisagées et mettre en relation vos résultats avec la partie 2.

Pour conclure

Montrez que les résultats de la partie 2 sont cohérents avec un globe terrestre solide et de densité croissante avec la

profondeur. Montrez en quoi ces résultats s’opposent à la théorie mobiliste de Wegener.

Employer

des techniques

d’observation

Utiliser

des techniques

bio ou géologiques

Utiliser

des modes de

représentation

Adopter

une démarche

explicative

Compétences

personnelles

A la recherche de la patrie tectonique de Madagascar

Île de Madagascar à découper et à replacer à sa position à la fin du Jurassique

DOSSIERDOCUMENTAIRE :

A la recherche de la patrie tectonique de Madagascar

Document 1 : image satellite – image NASA

Document 2 : distribution des dépôts glaciaires (en clair) à la fin du Carbonifère

Madagascar ne figure par sur la carte, mais a été placée en haut et à droite. On retrouve des dépôts glaciaires

carbonifères sur cette île.

Document 3 : principales failles et cratons de la zone étudiée

Les cratons (en orange sur le document) sont des vestiges d’un paléocontinent. Le continent Antarctique ne figure

pas sur la carte et Madagascar est représentée en bas à droite.

http://sciencesvieterre.free.fr/Dossiers/DEFAULT.HTM

Document 4 : reconstitution de la position relative des blocs issus du Gondwana (entre -250 et -120 millions

d'années) à partir de la répartition de la faune et de la flore.

Madagascar a été placée en dehors de la carte, en bas et à droite. On trouve des fossiles de Glossopteris (fougères de

l’ère primaire) sur l’île.




DOSSIER DOCUMENTAIRE : A l’écoute sismique du globe terrestre

Lorsque l’on enregistre un séisme à une distance suffisante de l’épicentre, on peut repérer trois types d’ondes.

Les ondes de volume se propagent à l’intérieur du globe dans toutes les directions. On distingue deux types deux

catégories d’ondes de volume : les ondes P (ou premières) et les ondes S (ou secondes). Les ondes P sont plus

rapides : ce sont des ondes longitudinales de compression –dilatation capables de se propager aussi bien dans les

milieux solides que dans les fluides. Les ondes S ou ondes transversales de cisaillement ne se propagent que dans les

solides.

Les ondes de surface sont moins rapides mais de grande amplitude. Elles se propagent dans les couches

superficielles du globe.

Etude d’un séisme : 27.01.2012

Depuis la clé USB : datas > geologie > sismo_data >

choisir un fichier du séisme du 27.01.2012 enregistré au CIVF (2012.01.27-14.53.13.CIVF.BH-Z.SAC)

Le fichier contient l’enregistrement, sur la station sismo du CIV, de l’arrivée des ondes sismiques d’un séisme ayant

lieu près de parme en Italie. Pour le sismogramme, retrouvez la distance épicentrale ( > sismogramme info)

et évaluez le temps tp-to en pointant l’arrivée des ondes. tp-to désigne le temps mis par les ondes pour aller de la

source sismique (foyer) à la station d’enregistrement.

Pour répondre à notre question, il est nécessaire d’évaluer si la vitesse des ondes P varie avec la distance parcourue.

Pour cela, on va évaluer la vitesse des ondes P sur des stations plus ou moins distantes de l’épicentre et réaliser ainsi

une étude statistique.

Depuis la clé USB : datas > geologie > sismo_data

Choisir le fichier : 2012.01.27_stations_sismo.xls

Le fichier contient les temps d’arrivée des ondes P à diverses stations, plus ou moins distantes de l’épicentre.

Compléter le tableau pour calculer la vitesse des ondes P à chaque station, et réaliser un graphique montrant

l’évolution de la vitesse des ondes P en fonction de la distance parcourue dans le globe.

Au final, plus la distance épicentrale est importante, plus les ondes parcourent des

zones profondes du globe et plus elles vont vite.

L’intérieur du globe terrestre est solide et de densité croissante.

Cela amènera au rejet de la théorie de Wegener qui sous entend une dérive des

continents sur des couches du globe non solide.

DOSSIER DOCUMENTAIRE : Modélisation analogique (fiche de secours)


Mise à l’épreuve de l’idée d’une dérive des continents

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer sur quels arguments la théorie mobiliste a été construite et les

raisons de son rejet par la communauté scientifique de l’époque.

Partie 1. A la recherche de la patrie tectonique de Madagascar


Seul les indices géologiques (failles et cratons pétrologiques) donnent une information déterminante sur la position

probable de Madagascar au niveau de la Pangée. C'est-à-dire l’hypothèse d’une position au niveau de Zanzibar.

On constate que les arguments cartographiques, paléontologiques et paléoclimatiques ne sont d’aucun secours dans

cet exemple. Dans la démarche de Wegener, l’hypothèse de la dérive des continents n’est pas toujours si évidente à

mettre à l’épreuve.

Partie 2. A l’écoute sismique du globe terrestre


Sismogramme enregistré au CIV lors du dernier séisme régional du 27 janvier 2012 près de Parme

Fichier ‘2012.01.27-14.53.13.CIVF.BH-Z.SAC’ téléchargeable depuis le site http://www.edusismo.org > rubrique

‘données sismiques’

http://www.edusismo.org/

On évalue, à l’aide de SeisGram2K (pointer ondes P), l’heure d’arrivée des ondes de volume P soit tp-to. On a un

délai tp-to de l’ordre de 35,236 s pour une distance parcourue (sismogramme infos) de 258,59 en négligeant la

courbure du globe.

On obtient une vitesse Vp = 258,59 / 35,236 = 7,3 km/s

Le même travail peut être fait pour différentes stations plus ou moins lointaines de l’épicentre.

On constate que … la vitesse des ondes de volume P augmente avec la distance épicentrale.

On sait que … le trajet des ondes est de plus en plus profond dans le globe compte tenu de la courbure du globe

On en déduit …qu’il y a une relation nette entre la vitesse des ondes de volume et la nature des zones profondes du

globe.

Modélisation analogique


Photo légendée du montage :

Tableau de résultats : calcul de vitesse

Matériau Polystyrène Bois (pin) Granite Fer

∆t (en s) 1,724.10-3

2,13.10-4

2 ,04.10-4

1,45.10-4

d (en m) 1 1 1 1

v (en km.s-1

) 0,580 4,695 4,901 6,897

Calcul de la densité des matériaux :

La densité se calcule à partir de la masse volumique d’un matériau en question. La formule de la

masse volumique se traduit par = m/V.

Masse volumique des matériaux utilisés lors de l’expérience :

Matériau Polystyrène Bois (pin) Granite Fer

Masse volumique

(kg/m3)

1050 500 2650 7860

Source : http://fr.wikipedia.org/wiki/Masse_volumique

Conclusion :

On constate que des ondes se propagent plus rapidement dans du granite que dans du polystyrène et

que ce dernier est moins dense que le granite. On peut donc conclure, grâce à cette expérience, que

plus un matériau est dense, plus les ondes s’y propagent rapidement.

Discussion des résultats :

Les résultats avec le granite donnent une vitesse faible au regard de sa masse volumique et sont donc

discutables. De telles données sont liées à l’incertitude de mesure lors de l’expérience. Toutefois, les

mesures réalisées avec les autres matériaux semblent acceptables quant au rapport entre la vitesse de

propagation des ondes (km. s-1

) et la masse volumique du matériau correspondant (kg/ m3).

Pour conclure

La sismologie indique que la terre se comporte comme un globe solide car les ondes de

volume s’y propagent. Une telle Terre solide interdit une mobilité horizontale des

continents. L’hypothèse de Wegener révèle ici (en 1920) un des ces points faibles.


L’hypothèse d’une expansion océanique Au lendemain de la Seconde Guerre mondiale, la connaissance des fonds marins fait des progrès spectaculaires. Beaucoup d’observations et de mesures réactualisent les idées de Wegener. Ce laboratoire vise à mettre en évidence que les océans ne sont pas figés mais accroissent régulièrement leur surface. On parle d’expansion océanique. Votre mission (si vous l'acceptez…�) sera de montrer en quoi ces nouvelles techniques d’étude d’après guerre font de l’expansion océanique une hypothèse convaincante.

MATERIEL : Clé USB avec logiciel Educarte (étude de cas ‘ec.atlantique’) Modèle analogique magnétisme du plancher océanique / teslamètres Partie 1. Bathymétrie de l'Atlantique Sud Les bateaux océanographiques disposent de sondeurs dérivés des sonars qu’utilisaient les navires militaires pour détecter les sous-marins ennemis. Avec de tels capteurs, on obtient des relevés sur la topographie des fonds océaniques et donc de précieux renseignements sur les structures géologiques. Ainsi, le fond océanique montre un relief très caractéristique avec des domaines bien précis : une chaine de montagne dans l’axe médian de l’océan (dorsale médio-atlantique), des larges plaines abyssales profondes de part et d’autre, des plateaux continentaux peu profonds qui bordent les continents. La transition du plateau continental vers la plaine abyssale est marquée par le talus continental. A l’aide de logiciel ‘EduCarte’, localisez la zone d’étude de l’Atlantique Sud (latitude 18° Sud), repérer les différents secteurs et leur altitude approximative. Réaliser avec l’outil ‘bloc diagramme 3D’ une coupe de l’atlantique sud (de 300 km de largeur). Appeler le professeur 1.

� sur votre compte rendu : Légendez votre coupe topographique de l’océan atlantique sud en précisant les différents domaines mis en évidence 2. Indiquez, dans quelle mesure, la bathymétrie apporte ou pas des arguments à la thèse mobiliste de Wegener 3.

Partie 2. Des anomalies thermiques sur les fonds océaniques La Terre dissipe en permanence sa chaleur interne à la surface terrestre. Le flux géothermique est la quantité de chaleur d’origine interne évacuée par unité de temps et de surface. Des mesures systématiques du flux géothermique effectuées autour de 1950 révèlent un flux moyen de 60 mW/m2 A l’aide de logiciel ‘EduCarte’ (menu images), superposez la carte du flux géothermique de l’Atlantique. Appeler le professeur 4.

� sur votre compte rendu : Reportez graphiquement l’évolution du flux géothermique le long de votre coupe topographique de l’océan atlantique sud 5.

Partie 3. Des anomalies magnétiques sur le plancher de l’océan Les basaltes qui couvrent le plancher océanique renferment des minéraux ferromagnésiens sensibles lors de la solidification de la lave au champ magnétique terrestre. Une roche basaltique fossilise donc le champ magnétique terrestre du moment lors de sa formation. Des navires océanographiques ont pu mesurer avec précision le magnétisme des roches du plancher océanique. Leurs observations sont reportées dans la documentation en annexe Une modélisation analogique est possible avec des teslamètres. Réalisez cette modélisation.

� sur votre compte rendu : Reportez les mesures obtenues dans la modélisation A l’aide d’Educarte, superposer alors une carte de l’âge des basaltes du plancher océanique (menu ‘images’). Appeler le professeur 6

� sur votre compte rendu : Reportez graphiquement les principales anomalies magnétiques le long de votre coupe topographique de l’océan atlantique sud. Proposer une explication aux anomalies mesurées, et montrer en quoi de telles anomalies constituent un argument fort pour la théorie mobiliste.7 Constater que les anomalies peuvent être datées. Elaborer alors une technique pour évaluer une vitesse d’expansion de l’océan depuis sa création 8

Employer des techniques d’observation

Utiliser des techniques bio ou géologiques

Utiliser des modes de représentation

Adopter une démarche explicative

Compétences personnelles

14 68 2 5 3 7

Feuille à compléter durant le laboratoire Coupe bathymétrique Latitude : - 18 °

Anomalies du flux géothermique Latitude : - 18 °

Anomalies du champ magnétique dans les basaltes du plancher océanique

Modélisation analogique et mesures

Les inversions magnétiques sur le fond océanique.

A la fin des années 50, les scientifiques cartographièrent le champ magnétique actuel généré par les roches sur le plancher de l'océan. Les roches volcaniques qui forment le plancher marin ont un magnétisme parce que, au refroidissement, les minéraux magnétiques à l'intérieur des roches s'alignent sur le champ magnétique terrestre.

L'intensité du champ magnétique qu'ils mesurèrent était très différente de l'intensité qu'ils avaient calculée. Ainsi, les scientifiques détectèrent des anomalies magnétiques, ou des différences dans le magnétisme de place en place. Ils trouvèrent des anomalies magnétiques positives et négatives. Les anomalies magnétiques positives sont créées quand la roche refroidie et se solidifie avec le pôle nord magnétique terrestre dans l'hémisphère géographique nord. Les anomalies magnétiques négatives sont créées quand la roche refroidie et se solidifie avec le pôle nord magnétique terrestre dans l'hémisphère géographique sud.

Quand elles furent cartographiées, les anomalies montrèrent des zones alternées de bandes parallèles positives et négatives. L'ensemble était centré le long, de manière symétrique, de la ride médio-océanique.

Une hypothèse fut présentée en 1963 par Fred Vine et Drummond Matthews pour expliquer ce modèle. Ils proposèrent que la lave émise à différentes époques le long de la dorsale au sommet de la ride médio-océanique fossilisait le champ magnétique du moment d’où les différentes anomalies magnétiques.

Des blocs diagramme pour mieux comprendre Dans cet exemple, la lave émise dans le passé géologique, quand le pôle nord magnétique était dans l'hémisphère nord, conserva une anomalie magnétique positive.

Au contraire, la lave émise dans le passé géologique, quand le pôle nord magnétique était dans l'hémisphère sud, conserva une anomalie magnétique négative. La lave émise actuellement conservera une anomalie magnétique positive car le nord magnétique terrestre est dans l'hémisphère nord

Vine et Matthews proposèrent que la lave émise sur les fonds océaniques sur les 2 côtés du rift, se solidifie, et s'éloigne avant que plus de lave soit émise. Si le champ magnétique terrestre s'est inversé (change d'un pôle géographique à l'autre) entre les éruptions, les coulées de lave pourront conserver un ensemble de bandes parallèles avec des propriétés magnétiques différentes. La capacité de l'hypothèse de Vine et Matthews à expliquer le modèle observé des anomalies magnétiques des fonds océaniques apporta un support important pour l'expansion des fonds océaniques


L’hypothèse d’une expansion océanique

Au lendemain de la Seconde Guerre mondiale, la connaissance des fonds marins fait des progrès spectaculaires.

Beaucoup d’observations et de mesures réactualisent les idées de Wegener. Ce laboratoire vise à mettre en évidence

que les océans ne sont pas figés mais accroissent régulièrement leur surface. On parle d’expansion océanique.

Partie 1. Bathymétrie de l'Atlantique Sud

Latitude : - 18 °

continent plaine abyssale

plateau continental dorsale médio océanique

talus continental

La bathymétrie particulière et symétrique du plancher océanique révèle l’existence de phénomènes géologiques

qui ne recoupent pas la théorie fixiste. La présence de dorsale médio océanique notamment pose le problème de

la formation de telles structures au milieu de l’océan.

Partie 2. Des anomalies thermiques sur les fonds océaniques

La dorsale médio océanique montre une anomalie positive du flux géothermique. A son niveau, on notre un

flux géothermique très élevé. Cette mesure montre ainsi qu’au niveau des dorsales, une activité géologique

intense se déroule. On peut penser à des remontées du manteau sous jacent plus chaud.

Partie 3. Des anomalies magnétiques sur le plancher de l’océan

0 m

4000 m

L’anomalie magnétique n°33 se trouve actuellement à 1100 km de la dorsale. Le modèle de l’expansion

océanique permet d’imaginer que cette anomalie s’est formée au niveau de la dorsale il y a 70 Ma.

On peut en déduire une vitesse moyenne d’expansion de la ½ partie d’océan de l’ordre de :

1100 km / 70 Ma soit 1 100 000 000 mm / 70 000 000 ans donc 1100 / 70 = 15 mm / an

Ne pas hésiter de faire d’autres estimations :

Exemple anomalie 34 distante de 1300 km et âgée de 95 Ma d’où V = 1300 / 95 = 13 mm / an

Ne pas oublier que la vitesse d’expansion n’est pas obligatoirement constante, que les mesures comportent des

incertitude de mesure.

En guise de bilan : L’expansion océanique


Quand la lithosphère océanique disparait

Dans les années 1960, la mobilité horizontale des masses continentales, conséquence de l’expansion océanique, est

acceptée. L’étude des zones de subduction va compléter le modèle de plaques tectoniques en mouvement.

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer comment les zones de subduction permettent de suivre le devenir de

la lithosphère océanique, de préciser son épaisseur et modéliser le mouvement des plaques

MATERIEL : Clé USB avec logiciel Educarte (étude de cas des Antilles)

Modèle analogique tomographie sismique

Partie 1. Alerte sismique en zone de subduction Les Antilles françaises constituent un territoire sismique. Depuis le début de l’année 2012, les îles dont celle de la

Martinique, ont connu de nombreux séismes (voir document annexe). Choisir dans ce document trois ou quatre séismes de

profondeur distincte. A l’aide de logiciel ‘EduCarte’, localisez ces séismes sous forme de points (onglet ‘saisie d’un

point’), Montrez que ces évènements sismiques ne sont pas isolés dans la région d’étude (afficher géoréférences >

séismes). Réalisez avec l’outil ‘bloc diagramme 3D’ une coupe de la marge continentale d’étude. Votre bloc diagramme

doit faire apparaître les séismes sélectionnés ainsi que la base de données ‘géoréférences’. Appeler le professeur .


Légendez votre coupe topographique sur laquelle apparaissent l’ensemble des foyers sismiques. Depuis 1930, Wadati en

1930 puis Benioff en 1955 avaient noté une disposition remarquable des foyers sismiques selon un plan incliné, nommé

depuis ‘plan de Wadati-Benioff’. Représentez graphiquement ce plan sur votre coupe. En 1967, Olivier et Isacks

interprètent ce plan comme une surface de glissement entre deux plaques : la plaque plongeante (partie océanique)

s’enfonçant dans le manteau. Complétez votre légende en identifiant l’interface des plaques en convergence.

Partie 2. Anomalies de vitesse des ondes sismiques au sein de la zone de subduction La localisation de séismes dans le territoire antillais est conforme au plan de Wadati-Benioff. Des anomalies dans la vitesse

de propagation des ondes sismiques ont été cependant enregistrées.

A l’aide de logiciel ‘EduCarte’ (étude de cas Antilles), afficher les sismogrammes enregistrés aux stations MLTF et GBTF

pour les deux séismes identifiés (séismes d’intérêt). Comparez, pour chaque séisme et chaque station, l’heure réelle

d’arrivée des ondes sismiques P avec l’heure d’arrivée théorique donnée par le modèle de vitesse. Appeler le professeur

.


Formulez une hypothèse explicative au retard ou à l’avance d’arrivée des ondes P (par rapport au modèle de vitesse) aux

stations en tenant compte de la localisation du foyer sismique, de la localisation de la station et du trajet probable des ondes

de volume. .

Partie 3. A la découverte de la tomographie sismique On cherche à vérifier si la vitesse des ondes sismiques peut être influencée par la température des matériaux traversés. A

l’aide du matériel mis à disposition, imaginez un protocole expérimental. Appeler le professeur

Réalisez les mesures envisagées et vérifier si un lien peut être établi entre température des matériaux et vitesse des ondes

sismiques


Schématisez votre protocole expérimental et reportez vos résultats chiffrés. Montrez en quoi les résultats de votre

modèle analogique permettent de comprendre les données de la tomographie sismique (voir dossier documentaire).

Complétez alors la coupe de la zone de subduction en délimitant la lithosphère, rigide et cassante de l’asthénosphère sous

jacente, plus ductile.

Employer

des

techniques

d’observation

Utiliser

des techniques

bio ou géologiques

Utiliser

des modes de

représentation

Adopter

une démarche

explicative

Compétences

personnelles

Titre :

Mise en évidence d’anomalies de vitesse en relation avec les zones traversées

1. Séisme superficiel du 06.02.2008 enregistré à MLTF 2. Séisme profond du 29.11.2007 enregistré à GBTF

1

2

Réseau date To longitude latitude profondeur (km) magnirude épicentre

IPG 16/01/2012 07h24min17s -61,53 15,79 -9 1,9 10 km SSE TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)

IPG 16/01/2012 11h27min36s -61,54 15,79 -11 2 10 km SSE TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)

IPG 19/01/2012 20h48min55s -61,1 16,01 -25 2,2 17 km NE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)

IPG 20/01/2012 01h36min22s -60,31 15,22 -25 2,8 104 km NE MARTINIQUE (972)

IPG 20/01/2012 08h36min37s -61,57 16,16 -11 1,7 4 km N GOYAVE (971)

IPG 21/01/2012 02h18min33s -61,45 17,03 -14 3,3 30 km ESE ANTIGUA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 22/01/2012 00h19min03s -60,57 15,93 -41 2,6 67 km SE LA DÉSIRADE (971)

IPG 23/01/2012 16h32min16s -61,19 16,62 -21 4,1 35 km NNE LE MOULE (971)


IPG 26/01/2012 07h29min51s -61,91 17,55 -21 2,8 13 km SW BARBUDA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 26/01/2012 22h46min37s -61,18 15,68 -103 2,9 23 km NNE DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 28/01/2012 01h02min47s -61,9 11,18 -59 3,6 377 km SSW MARTINIQUE (972)

IPG 28/01/2012 02h34min42s -61,61 17,75 -23 2,7 27 km ENE BARBUDA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 28/01/2012 22h01min31s -62,24 17,07 -5 3 36 km ESE NEVIS (LEEWARD ISLANDS)

IPG 29/01/2012 00h37min55s -62,2 17,1 -4 3 39 km E NEVIS (LEEWARD ISLANDS)

IPG 29/01/2012 03h53min39s -61,79 16,16 -159 3,1 4 km NNW BOUILLANTE (971)

IPG 29/01/2012 11h33min15s -60,32 14,27 -24 3,5 53 km ESE MARTINIQUE (972)

IPG 29/01/2012 22h50min32s -60,97 17,06 -15 3,3 79 km E ANTIGUA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 31/01/2012 08h19min38s -61,12 15,04 -159 2,8 27 km NNE MARTINIQUE (972)

IPG 31/01/2012 08h50min13s -61,64 15,87 -3 1,9 TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 03/02/2012 00h58min09s -61,52 15,78 -13 2,5 11 km SE TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)



IPG 03/02/2012 16h38min43s -62,2 17,09 -7 2,9 40 km E NEVIS (LEEWARD ISLANDS)


IPG 05/02/2012 13h27min36s -61,01 16,02 -20 2,4 26 km ENE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)

IPG 07/02/2012 00h02min18s -61,66 16,04 0 0,9 4 km ENE SAINT-CLAUDE (971)

IPG 08/02/2012 10h06min06s -61,24 16,46 -27 2,3 17 km NE LE MOULE (971)

IPG 09/02/2012 00h41min39s -61,63 17,34 -25 3,6 22 km NNE ANTIGUA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 09/02/2012 15h09min32s -61,62 15,86 -7 1,9 3 km ENE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 10/02/2012 04h06min17s -60,28 15,09 -22 3 95 km NE MARTINIQUE (972)


IPG 11/02/2012 03h35min53s -61,02 15,13 -148 3 41 km NNE MARTINIQUE (972)


IPG 11/02/2012 17h23min40s -60,55 13,81 -67 3,3 70 km SSE MARTINIQUE (972)




IPG 13/02/2012 06h52min32s -61,66 16,05 1 1 3 km ENE SAINT-CLAUDE (971)

IPG 13/02/2012 21h20min19s -61,13 15,59 -112 3,4 21 km ENE DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 14/02/2012 06h18min32s -61,32 16,5 -22 2,4 19 km N LE MOULE (971)


IPG 15/02/2012 08h25min41s -63,3 19,22 -70 3,5 130 km N SAINT-MARTIN (971)



IPG 15/02/2012 15h51min03s -61,02 15,56 -92 2,5 31 km ENE DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)


IPG 18/02/2012 10h07min29s -61,95 16,88 -95 3,2 34 km ENE MONTSERRAT (LEEWARD ISLANDS)

IPG 18/02/2012 13h29min41s -61,41 15,58 -7 1,2 14 km NW DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 18/02/2012 17h04min58s -61,66 16,04 1 1,1 3 km ENE SAINT-CLAUDE (971)

IPG 19/02/2012 01h34min24s -62,13 16,8 -114 3,1 13 km NE MONTSERRAT (LEEWARD ISLANDS)

IPG 20/02/2012 09h04min05s -61,06 15,72 -29 2,6 26 km SE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)



IPG 23/02/2012 03h45min56s -60,95 15,99 -25 2,9 31 km ENE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)


IPG 24/02/2012 07h34min40s -61,51 17,68 -15 3,4 34 km E BARBUDA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 25/02/2012 19h45min08s -61,61 15,85 -8 2,1 3 km E TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 26/02/2012 20h58min42s -60,65 14,05 -11 3,8 42 km SSE MARTINIQUE (972)

IPG 27/02/2012 06h10min42s -61,61 15,84 -8 2 4 km ESE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 27/02/2012 07h44min23s -61,6 15,86 -8 1,4 3 km WSW TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)


IPG 28/02/2012 23h17min32s -61,07 14,86 -156 3,2 16 km ENE MARTINIQUE (972)



IPG 04/03/2012 12h46min20s -61,49 16,7 -24 3 25 km N ANSE-BERTRAND (971)

IPG 05/03/2012 00h04min39s -61,78 16,05 -158 3,5 4 km W VIEUX-HABITANTS (971)

IPG 05/03/2012 00h52min09s -61,62 15,87 -3 1,8 3 km NE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)


IPG 07/03/2012 21h08min38s -61 15,18 -116 3,1 47 km NNE MARTINIQUE (972)

IPG 08/03/2012 05h00min27s -61,61 15,87 -2 2 3 km W TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)

IPG 08/03/2012 08h00min59s -61 15,76 -78 2,1 28 km ESE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)

IPG 09/03/2012 03h49min30s -60,82 16,51 -28 2,4 34 km NE LA DÉSIRADE (971)

IPG 09/03/2012 05h19min06s -61,17 16,25 -19 2,3 11 km E SAINT-FRANCOIS (971)


IPG 11/03/2012 06h32min42s -61,62 15,87 -6 1,6 3 km ENE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)





IPG 14/03/2012 05h18min46s -60,67 15,1 -44 2,8 66 km ENE MARTINIQUE (972)

IPG 15/03/2012 15h21min40s -60,61 15,3 -14 2,7 77 km ESE DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 16/03/2012 16h15min16s -61,58 15,86 -9 1,4 TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)

IPG 17/03/2012 18h36min39s -60,8 15,96 -34 3,1 45 km E CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)


IPG 19/03/2012 21h00min02s -61,61 15,84 -3 1,4 4 km ESE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 22/03/2012 20h59min00s -61,44 16,14 -7 1,7 9 km SE LE GOSIER (971)

IPG 24/03/2012 05h47min16s -60,52 15,71 -11 2,7 78 km ESE CAPESTERRE MARIE-GALANTE (971)


IPG 25/03/2012 02h52min25s -61,28 16,37 -21 2,4 7 km NE LE MOULE (971)

IPG 26/03/2012 18h30min47s -61,61 15,86 -7 2 3 km ENE TERRE-DE-BAS LES SAINTES (971)

IPG 29/03/2012 06h13min53s -61,59 15,83 -8 2,8 5 km S TERRE-DE-HAUT LES SAINTES (971)

IPG 29/03/2012 10h17min46s -61,09 15,31 -140 2,9 31 km SE DOMINICA (LEEWARD ISLANDS)

IPG 29/03/2012 23h50min27s -61,77 16,3 -7 1,7 3 km ESE DESHAIES (971)

Image de tomographie sismique de l’arc antillais

Principe de la tomographie sismique


Quand la lithosphère océanique disparait

Dans les années 1960, la mobilité horizontale des masses continentales, conséquence de l’expansion océanique, est

acceptée. L’étude des zones de subduction va compléter le modèle de plaques tectoniques en mouvement.

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer comment les zones de subduction permettent de suivre le devenir de

la lithosphère océanique, de préciser son épaisseur et modéliser le mouvement des plaques

Partie 1. Alerte sismique en zone de subduction

Partie 2. Anomalies de vitesse des ondes sismiques au sein de la zone de subduction

Arrivée théorique des ondes P (modèle de vitesse théorique)

Arrivée mesurée des ondes P : mise en évidence d’anomalies de vitesse

Plan de Wadati-Bénioff

fosse Arc volcanique

Plaque Caraïbe Plaque Atlantique

L’étude des sismogrammes montre des anomalies de vitesse. Cela souligne l’existence

d’hétérogénéités dans les zones traversées par les ondes sismiques. Tout ralentissement pourait être

liée à une zone plus chaude et toute accélération à une zone plus froide.

Partie 3. A la découverte de la tomographie sismique

Protocole

Résultats :

L’étude des ondes traversant les structures internes à partir d’un grand nombre de trajectoires (séismes pour le globe émetteur de rayons X mobile pour le scanner) permet après des calculs complexes de reconstituer des coupes des zones traversées. Dans le cas du globe la vitesse des ondes sismiques est modifiée en fonction de la densité, de la température et de la fluidité des matériaux traversés. Les matériaux plus chauds (et plus fluides) ralentissent les ondes (=>valeurs négatives par rapport à la moyenne), alors que les matériaux les plus froids (moins fluides) les accélèrent (valeurs supérieures à la moyenne)

2


Des plaques lithosphériques en mouvement Ainsi donc, expansion océanique et subduction rythment le mouvement des plaques lithosphériques. Ce mouvement incessant de plaques rigides et cassantes à la surface du globe doit pouvoir se visualiser à travers d’autres phénomènes géologiques. Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer comment les alignements volcaniques intraplaques appelés points chauds et les grandes failles transformantes cisaillant les planchers océaniques apportent des éléments complémentaires au modèle de la tectonique des plaques. Partie 1. Etude d’un point chaud En de nombreux endroits du globe, on observe des alignements d’appareils volcaniques qualifiés d’intraplaques car ils sont situés loin d’une frontière de plaque. C’est le cas des îles d’Hawaï dans le Pacifique. A l’aide de logiciel ‘EduCarte’ (étude de cas Hawaï), affichez les appareils volcaniques, la sismicité actuelle, localisez les différentes îles qui constituent l’archipel depuis Kilauea jusqu’à Midway, recherchez l’âge géologique de chaque île, repérez les volcans encore actifs. Réalisez, avec l’outil ‘bloc diagramme 3D’, une coupe de l’archipel. Appeler le professeur 1.

� sur votre compte rendu : Légendez votre coupe topographique sur laquelle apparaissent l’ensemble des îles volcaniques avec toutes les données obtenues par la base de données. 2 Indiquez comment évolue le long de l'archipel les reliefs, l'âge géologique. 3 Pour expliquer les faits constatés, Morgan (1971) émet l’hypothèse que ces volcans proviennent de l’activité d’un ‘point chaud’ : un panache de matériel chaud provenant d’une région fixe du manteau profond (des magmas issus de ce matériel perforent épisodiquement la plaque lithosphérique qui dérive au dessous de ce point chaud) Enoncez les arguments qui peuvent être développés pour conforter cette hypothèse. Schématisez alors une coupe de l’archipel de Hawaï il y a 12 Ma et 27 Ma. En considérant l’hypothèse de Morgan validée, trouvez une technique pour évaluer la vitesse et la direction de déplacement de la plaque pacifique depuis 27 Ma. 4

Partie 2. Les failles transformantes et le modèle des plaques tectoniques En 1965, Wilson introduit le concept de faille transformante, fracture séparant deux blocs coulissant horizontalement l’un par rapport aux autres. Sur une portion de la dorsale médio atlantique (educarte > ec.atlantique) Affichez dans Educarte l’image ‘failles transformantes’ et localisez tous les séismes répertoriés (Géoréférences - Affichez les séismes). Observez leurs localisations. De nombreux séismes se localisent sur les failles transformantes.

� sur votre compte rendu : Tracez au stylo rouge les failles transformantes situées dans la zone étudiée (voir feuille à compléter). 5 Les failles transformantes sont souvent en arc de cercles. Sur la carte, vous trouverez 2 points A, B, C, D. Marquer les points A', B' etc … équidistants de la dorsale et de même âge (Vous pouvez faire cet exercice directement sur educarte aussi). Tracez la médiatrice pour chaque segment A-A' et B-B'... Elles convergent en un point : le pôle eulérien (de cette zone de l'atlantique). Localisez ce pôle 5. Comparez votre solution avec celle des chercheurs géodésiens (coordonnées du pôle eulérien pour ce système de failles : 44.9°en latitude et -40.7° en longitude). Vérifiez que les failles transformantes sont disposées sur un cercle dont le centre est le pôle eulérien.

Employer des techniques d’observation

Utiliser des techniques bio ou géologiques

Utiliser des modes de représentation

Adopter une démarche explicative

Compétences personnelles

1 2 45 3

Documents à compléter durant tout le TP : Points chauds : bloc diagramme 3D (400 km de largeur centré l’axe Kilauea – La Pérouse

Failles transformantes en Atlantique

Documentation annexe :

Les points chauds Pour expliquer les faits constatés, Morgan (1971) émet l’hypothèse que ces volcans proviennent de l’activité d’un ‘point chaud’ : un panache de matériel chaud provenant d’une région fixe du manteau profond (des magmas issus de ce matériel perforent épisodiquement la plaque lithosphérique qui dérive au dessous de ce point chaud.

Les îles d’Hawaï : un exemple de point chaud

Evaluation vitesse de mouvement de la plaque

Les failles transformantes

Une expérience pour comprendre les failles transformantes et leur pôle eulérien :

Au début de l’expérience, les deux plaques sont jointives. Tracer un point sur le globe au niveau de

chaque trou. Ensuite, le modèle simule une dorsale, les deux plaques s’écartent donc l’une de l’autre avec

une vitesse angulaire, ω, qui est la même partout (prendre 3 mesures pour un angle de 10°, 20° puis 30°).

A chaque mesure, il faut tracer un nouveau point sur le globe. Ensuite, il est possible de rejoindre ces

points au crayon.

Interprétation :

Sur le modèle, le pôle eulérien est le point où sont rattachées les deux plaques.

Les déplacements des plaques sur la Terre, qui est une sphère, sont des rotations à partir d’un axe

eulérien (et non de simples translations). L’axe eulérien est l’axe passant par le centre de la Terre autour

duquel la plaque tourne. Cet axe virtuel traverse la surface du globe en deux points appelés pôle eulérien

de rotation.

En fonction de la distance au pôle eulérien, la vitesse linéaire sera différente pour une même vitesse

angulaire selon la relation : V = R ω avec V= vitesse linéaire en m/s, R = rayon du cercle (distance à l’axe de

rotation) et ω = vitesse angulaire en rd/s (π rd = 180 °). Au niveau du pôle eulérien de rotation, R=0 donc

V= 0. Plus on s’éloigne du pôle, plus R augmente et plus V augmente.

Conclusion :

Pour un même système de failles, la vitesse

angulaire est la même. En revanche, les vitesses

linéaires sont donc différentes.

Ce sont ces vitesses linéaires d'expansion

différentes qui forcent les plaques rigides à se

rompre du fait d'un cisaillement et à faire donc

apparaître un système de failles. Si les plaques

n’étaient pas rigides, elles se déformeraient et il

n’y aurait donc aucune rupture.

Les failles transformantes sont donc bien la preuve

de la rigidité de plaques se déplaçant sur une

sphère (dont l'axe est un axe Eulérien).


Des plaques lithosphériques en mouvement

Ainsi donc, expansion océanique et subduction rythment le mouvement des plaques lithosphériques. Ce mouvement

incessant de plaques rigides et cassantes à la surface du globe doit pouvoir se visualiser à travers d’autres

phénomènes géologiques.

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer comment les alignements volcaniques intraplaques appelés

points chauds et les grandes failles transformantes cisaillant les planchers océaniques apportent des éléments

complémentaires au modèle de la tectonique des plaques.

Partie 1. Etude d’un point chaud

Points chauds : bloc diagramme 3D (400 km de largeur centré l’axe Kilauea – La Pérouse

Evaluation vitesse de mouvement de la plaque

Evaluation de la vitesse de la plaque pacifique

V = 2451 km / 27 Ma soit 2451 / 27 = 90 mm/an

Reconstitution de la dynamique de l’archipel

1 : Midway (27 Ma) 2 : Necker (10 Ma)

3 : Kilauéa (Actuel)

Partie 2. Les failles transformantes et le modèle des plaques tectoniques

27 Ma

10 Ma

0 Ma


Balises GPS et forages océanographiques confirment le modèle

La tectonique des plaques, initiée par Wegener, s’impose comme cadre de pensée en géologie. Les recherches

actuelles permettent de consolider le modèle et de répondre à des questions encore non résolues.

Votre mission (si vous l'acceptez…) sera de montrer comment la tectonique des plaques permet d’expliquer les

résultats de recherches menées par les géologues d’aujourd’hui.

MATERIEL : Clé USB avec logiciel Educarte (étude de cas ‘atlantique sud’)

Partie 1. Exploration océanographique à bord du Joides Resolution Des navires spécialisés permettent de réaliser des carottages profonds dans les sédiments qui recouvrent le plancher

océaniques. Le résultat de ces expéditions (notamment la campagne JOIDES en 1969) nous est précieux car ils

viennent confirmer le modèle établi de la tectonique des plaques.

A partir de ‘Educarte’, repérez les sites de carottages de la mission. Estimez la distance qui sépare chaque site de

l’axe de la dorsale médio-atlantique. Analyser, pour chaque site, le contenu du carottage (épaisseur et âge des

sédiments). Appeler le professeur.


Réaliser un graphique de l'âge des plus vieux sédiments en fonction de leur distance à la dorsale.

En utilisant le cadre du modèle de la tectonique des plaques, commentez l'épaisseur et l'âge des sédiments prélevés

par les différents carottages. Evaluer une vitesse d’expansion pour l'Atlantique Sud à partir de ces nouvelles

données (comparer votre résultat à la vitesse évaluée à l’aide du paléomagnétisme rémanent du basalte sous jacent

dans l’atlantique sud)..

Etape 2 : Mobilité des plaques tectoniques suivie par GPS Le modèle de la tectonique ne se contente pas de découper la surface terrestre en plaques plus ou moins grandes, mais

précise aussi leur mouvement relatif. On peut aujourd’hui vérifier et quantifier avec précision ce mouvement par la

technique des GPS. En effet, des balises GPS sont installées à terre et permettent de mesurer avec une précision

suffisante le mouvement des masses continentales.

Rechercher des données en temps réel de balises GPS sur Educarte. Choisir judicieusement des couples de balises

afin de pouvoir mesurer les mouvements relatifs de certaines plaques. On pourra s’intéresser plus particulièrement à

l’Islande, l’Indonésie, le Pérou, les îles Fidji, le Japon, la Californie…


Présentez deux données GPS illustrant le mouvement relatif de deux plaques. Calculez (option calcul vitesse) le

mouvement relatif des plaques.

Reportez ces données sur la carte. Compléter votre carte avec des données d’autres groupes. Identifiez alors la

nature des frontières de plaques (divergence, convergence, coulissage, autre …)

Employer

des techniques

d’observation

Utiliser

des techniques

bio ou géologiques

Utiliser

des modes de

représentation

Adopter

une démarche

explicative

Compétences

personnelles

EduCarte – Etude de cas atlantique sud IODP

Evaluation vitesse > v = 2324 km pour 110 Ma soit 21,7 mm/an

EduCarte : données GPS

Estimation vitesse par calcul du vecteur vitesse

Pour balise MAS1 : Nord/17,70 mm/an et Est / 16,08 mm/an > direction NE à 23,9 mm/an