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Tectonique des plaques Eléments modernes à l’appui de la tectonique des plaques : 1. Minimum de vitesse (LVZ) au sommet de l’asténosphère Rigidité moindre Région de cisaillement La lithosphère flotte sur l’asténosphère 2. Champs magnétique - Inversions successives au niveau des fonds océaniques - Mouvements « différents » des pôles d’un continent à l’autre
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Tectonique des plaques
Eléments modernes à l’appui de la tectonique des plaques :
1. Minimum de vitesse (LVZ) au sommet de l’asténosphère Rigidité moindre Région de cisaillement La lithosphère flotte sur l’asténosphère
2. Champs magnétique - Inversions successives au niveau des fonds océaniques - Mouvements « différents » des pôles d’un continent à l’autre
Origine commune
Parallélisme des côtes atlantiques de l’amérique du sud et de l’afrique (A. Ortelius 1596, F. Bacon 1620)
Dislocation d’un supercontinent (A. Wegener 1912 : similitude des roches, fossiles, … de part et d’autre de l’atlantique)
Pangée t = - 200 106 ans
Gondwana Un seul continent initial (E. Suess fin 19ème siècle)
Dérive des continents
Tectonique des plaques Historique de la théorie
Exploration des fonds océaniques et découverte de la dorsale atlantique (à partir de 1945)
Expansion des fonds océaniques (H. Hess et T. Wilson 1962)
La dorsale sépare deux plaques (H. Hess 1962)
Tectonique des plaques
La lithosphère terrestre est un puzzle animé constitué de plaques en mouvement les unes par rapport aux autres
Tectonique des plaques (F. Vine et D. Matthews 1963)
Presenter
Presentation Notes
Harry Hammond Hess est un officier de marine et géologue américain, né le 24 mai 1906 à New York et mort le 25 août 1969 à Woods Hole dans le Massachusetts. Lors de ses nombreuses plongées, spécifiquement entre les arcs insulaires, ses rapports indiquèrent des anomalies de pesanteur. En 1962, il affirma qu'elles traduisaient des mouvements de convection du manteau terrestre : les dorsales mettaient en évidence les courants ascendants et les fosses océaniques les courants descendants.
Plaques tectoniques
Plaques tectoniques
2. Limites de convergence Zones de subduction
volcans séismes à foyers profonds
(jusqu’à 600-700 km)
1. Limites de divergence volcans séismes à foyers peu profonds
3. Failles Zones de glissements
séismes à foyers peu profonds glissements de terrain
Limites de plaques
1. Limites de divergence
1.1 Formation d’un rift Exemple : rift est-africain
Presenter
Presentation Notes
Un rift actif résulte de l’ascension d’un panache mantellique depuis les profondeurs de la Terre. Comme un gigantesque chalumeau situé à l’aplomb de la plaque et qui l’amincit par en dessous (phénomène appelé érosion thermique), cette ascension provoque dans un premier temps un soulèvement topographique marqué, dont les causes sont essentiellement thermiques. L'extension de la lithosphère n'apparaît qu'ensuite, comme une conséquence de ce soulèvement. Il en résulte que la sédimentation est tardive dans l'évolution générale du système. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond à la suite chronologique : 1. soulèvement et volcanisme puis 2. extension, formation des fossés d’effondrement et sédimentation.
1. Limites de divergence
Presenter
Presentation Notes
Au fur et à mesure de l’expansion du fonds océanique, les roches basaltiques se refroidissent. En outre, il y a accumulation de sédiments de plus en plus nombreux. Donc le poids de la lithosphère océanique augmente et la profondeur des océans augmente. Lors de la collision avec une autre plaque, la plus dense plonge en subduction.
1. Limites de divergence – 1.2 dorsales océaniques
Presenter
Presentation Notes
Attirer l’attention sur croute océanique, continentale – manteau supérieur, mouvement de l’ensemble sur l’asténosphère
1. Limites de divergence – la dorsale atlantique
Presenter
Presentation Notes
Noter les failles perpendiculaires de la dorsale
1. Limites de divergence – Deep sea drilling project
Presenter
Presentation Notes
Sondage -> Prélèvement d’échantillons de matières sédimentaires -> fond basaltique A différentes distances de la dorsale En un lieu donné : plus profond -> plus ancien A une profondeur donnée : plus loin de la dorsale -> plus ancien Datation grâce aux fossiles + datation complémentaire par les inversions de champs magnétique The Deep Sea Drilling Project (DSDP) was an ocean drilling project operated from 1968 to 1983. Suivi d’autres.
1. Limites de divergence - âge des fonds océaniques
Presenter
Presentation Notes
Noter l’âge maximal : 180 millions d’années
1. Limites de divergence - âge des fonds océaniques
Presenter
Presentation Notes
Noter la zone rouge beaucoup plus étendue dans le pacifique, indiquant que l’expansion des fonds océaniques y est beaucoup plus rapide. Cela n’est pas contradictoire avec l’éloignement Amérique - Afrique car subduction Ce qui se passe c’est que c’est beaucoup plus lourd de porter un continent Et donc le déplacement qui en résulte est plus lent
1. Limites de divergence – suite ophiolite
1 : Chambre de magma 2 : Sédiments 3 : basaltes en coussins 4 : Complexe filonien 5 : gabbros 6 : péridotites
Presenter
Presentation Notes
Formation d’une suite ophiolite : 3 : Les basalte en coussins résultent de la lave qui s’épend dans l’eau 4 : Le complexe filonien (sheeted dykes en anglais) correspond au magma qui se solidifie progressivement en s’infiltrant dans des breches successives, formant des structures verticales. Produit uniquement par les dorsales à expansion rapide telles que dans le pacifique. 5 : les gabbros (plutoniques) et péridotites se forment par cristalisation dans la chambre de magma Grâce à l’expansion des fonds océaniques, cette suite s’éloigne de la dorsale. Suite à une collision avec une plaque continentale, elle peut remonter au-dessus du niveau de la mer -> on trouve de telles structures dans les Alpes, l’Himalaya, l’Oural et les monts Appalaches. Cela indique que ces roches sont issues dans un passé très lointain d’une zone de divergence.
Topographie des fonds océaniques
Presenter
Presentation Notes
Fosses océaniques permettant de faire la transition vers les zones de subduction
2. Limites de convergence – formation d’une chaîne volcanique
Presenter
Presentation Notes
La plaque la plus dense plonge en subduction, c’est à dire la plaque océanique dans le cas océan – continent
2. Limites de convergence – formation d’un volcan par subduction
Subduction sous un plaque continentale – la cordillère des Andes
2. Limites de convergence – formation d’une chaîne volcanique
Presenter
Presentation Notes
Eléments prouvant le phénomène de subduction : Présence de fosses océanique Plan de Wadachi – Benioff : A proximité de la chaine volcanique : foyer à ~ 100 km de profondeur Ensuite la profondeur des séismes augmente au fur et à mesure qu’on s’avance dans le continent Formation d’un arc volcanique à ~ 200 km de la fosse : Volcanisme de type explosif car magma chargé d’eau Plaque océanique en subduction hydratée -> transformation métamorphique -> libération de l’eau -> baisse du point de fusion -> création de magma qui remonte (moins dense -> force d’Archimède) jusqu’à la surface
Zone de subduction
- Présence de fosses océanique
- Plan de Wadachi – Benioff : A proximité de la chaine volcanique : foyer à ~ 100 km de profondeur.
Ensuite, la profondeur des séismes augmente quand on s’avance dans le continent.
- Formation d’un arc volcanique à ~ 200 km de la fosse :
- Volcanisme de type explosif car magma chargé d’eau
Plaque océanique en subduction hydratée transformation métamorphique
libération de l’eau baisse du point de fusion
création de magma qui remonte jusqu’à la surface (force d’Archimède)
Eléments à l’appui du phénomène de subduction :
2. Limites de convergence – zones de subduction
2. Limites de convergence – la ceinture de feu du Pacifique
Presenter
Presentation Notes
La “ceinture de feu” suit de près la limite des plaques du pacifique
2. Limites de convergence – formation d’un arc d’îles volcaniques
Collision d’arcs d’îles volcaniques - Ouest de la Nouvelle Guinée
Formation de l’Himalaya et soulèvement du Tibet
Presenter
Presentation Notes
Bouleversement considérable résultant de la collision avec l’Inde
Formation d’un volcan par hot spot
Presenter
Presentation Notes
Origine d’un Point Chaud : Température plus élevée en certains points du manteau Conséquence : Formation d’un “diapir mantellique” qui remonte sous la forme d’un panache sous l’action de la force d’Archimède Chute de pression -> liquéfaction sous forme de magma basaltique
Hawaii
Île de Hawaii - ou une fenêtre ouverte sur le manteau
Formation d’îles volcaniques à partir d’un hot spot
Presenter
Presentation Notes
Le déplacement de la lithosphère océanique au-dessus du point chaud crée une suite d’îles volcaniques
Hawaii
Faille de San Andreas, Californie
3. Failles – zones de glissements
Est de l’océan pacifique
3. Failles – zones de glissements
Origine de la tectonique des plaques – la convection mantellique
Presenter
Presentation Notes
Le moteur de la tectonique des plaques est la convection mantellique qui est une convection de type thermique.
Influence de la convection mantellique sur la lithosphere continentale
Presenter
Presentation Notes
Localement, une zone d’assension dans le manteau produit une zone de divergence et donc un rift Une zone de convergence peut produire un raccourcissement et épaississement de la croute avec formation de montagnes
Failles inverses et plissements
Presenter
Presentation Notes
Une zone caractérisée par des mouvements convectifs descendants peut aussi créer une faille invers (fig. de gauche) ou des plis (droite), ou même une combinaison des 2 (en bas à droite).
Failles inverses et plissements
Presqu’île du Labrador Plissements
Modélisation de la convection dans le manteau
Presenter
Presentation Notes
Les mouvements convectifs sont cependant d’une grande complexité. Il n’est même pas évident de savoir si il s’agit d’une convection globale ou si plusieurs rouleaux convectifs se superposent. On est encore bien loin de l’obtention des modèles prédictifs pour ces mouvements.
Anomalies gravifiques dues aux courants de convection dans le manteau sous l’océan pacifique
Gravité
Densité
Courant convectif vers le haut
Zone de divergence
Presenter
Presentation Notes
On peut uniquement se reposer sur des données observationnelles indirectes pour avoir des informations sur ces mouvements. Une première famille de données sont les anomalies gravifiques. Les courants sont associés à des mouvements convectifs. Les mouvements ascendants correspondent à des régions moins denses poussées vers le haut par la force d’Archimède. A une région moins dense correspond une gravité plus faible.
Tomographie de la Terre en fonction de la profondeur
Les couleurs représentent les variations de la vitesse des ondes P par rapport à la valeur moyenne à la profondeur indiquée.
Ces variations sont dues à des variations de température et de densité par rapport aux valeurs moyennes à l’origine des mouvements de convection et de la tectonique des plaques.
Presenter
Presentation Notes
Pour sonder le manteau, on ne peut s’appuyer que sur les informations transmises par les ondes sismiques.
Tomographie à une profondeur de 100 km
Cycle des roches
Presenter
Presentation Notes
L’histoire à plus long terme des mouvements de plaques et de leurs déformations ne peut être obtenue que par la datation des roches. Les roches suivent un cycle tel que celui illustré ici partant de roches métamorphiques aux roches ignées puis à la formation de sédiments. Comme nous l’avons mentionné plus tôt, les suites ophiolites indiquent la présence d’une dorsale à l’endroit considéré. En datant ces roches, on peut tenter de remonter à l’histoire de la dérive de continents pré-pangée (> 200 millions d’années)
Âge des chaînes rocheuses
en 109 ans depuis maintenant, âge 0
.25 → 0 .70 → .25
1.7 → .7 2.5 → 1.7
3.8 → 2.5 2.5 → 0
3.8 → 1.7
Presenter
Presentation Notes
Pour terminer avec la tectonique des plaques, cette illustration montre l’âge des principales chaînes rocheuses. On y note les plus jeunes : Andes, Rocheuses, Himalaya et les plus anciennes en Oural et Sibérie. Exemple récent : collision Inde – Asie il y a 50 millions d’années
Presenter
Presentation Notes
Exemple ancien : collision Sibérie – Laurussia (Europe-Amerique du Nord-Kazakhstania) il y a 250-300 millions d’années -> formation de l’Oural
I. Géophysique interne
3. Les séismes
Faille anatolienne
Le Mont Fuji vu par ALOS
Foyer et épicentre
Sismomètres d’inertie
Précision : 10-10m
Presenter
Presentation Notes
Les sismomètres d’inertie actuels les plus précis peuvent mesurer des mouvements de l’ordre 10-10 mètres. Ces mouvements minuscules peuvent être mesurés par une configuration électrique telle que celle illustrée ci-dessus. Le mouvement d’un aimant produit un courant induit dans la bobine qui peut ensuite être mesuré. Une valeur aussi petite est évidemment perdue dans le bruit de fond produit par les vents et les mouvements océaniques. Elle présente toutefois un intérêt certain en sismologie de la lune, permettant de détecter l’impact d’un météorite d’un kilo sur celle-ci.
Inclinomètre
Modèle du rebond élastique
Presenter
Presentation Notes
Parler des tremblements de terre me conduit évidemment à aborder la question de leur origine. La théorie sous-jacente, sous sa forme la plus simplifiée est celle du rebond élastique. Vous savez que, si un ressort est comprimé, le travail de compression est stocké sous forme d’énergie potentielle qui peut ensuite être libérée sous forme d’énergie cinétique lors du relachement. Si des contraintes de cisaillement sont exercées sur un solide, une déformation en résultera, d’autant plus importante que la force est grande et le module de rigidité est petit, comme illustré sur cette figure. Tout matériau a cependant une limite de résistance. Une fois que la contrainte de cisaillement dépasse une valeur critique donnée, une faille se crée et un glissement brusque de part et d’autre de cette faille se produit. Dans le cas de la terre, l’énergie potentielle élastique libérée est alors en partie emportée par des ondes sismiques issues de ce point qui est le foyer. Pour prendre un exemple concret et avoir une idée des ordres de grandeur, dans la zone proche de la faille de San Andreas, l’énergie élastique maximale accumulable dans les roches est de l’ordre de 100 J/m3. La rupture se produit en un point puis se propage le long de la faille (~ 1000 km) à une vitesse de ~ 3.5 km/s. Multipliant par le volume total environnant la faille, on arrive à environ 10^17 – 10^18 Joules libérés, (1000-10000 explosions nucléaires). Notons cependant que cette théorie a des limites. La pression immense de part et d’autre de la faille est si grande que le seuil limite de force de frottement est de l’ordre de grandeur de la force de cohésion des roches (rappeler le lien de proportionnalité entre pression et seuil limite). L’existence des failles indique qu’il doit exister une sorte de “lubrifiant” naturel au niveau des failles réduisant ce seuil critique.
Délai entre l’arrivée des ondes P et celle des ondes S
Mesure de la distance du foyer
Presenter
Presentation Notes
Abordons maintenant la question de la localisation du foyer d’un tremblement de terre. La méthode la plus simple est de considérer le délai entre arrivée des ondes P et S. Nous avons dt = int (1/vs-1/vt)ds . L’inversion de cette relation permet de déterminer la distance du foyer, ce qui définit une surface (de sphère). Avec 3 mesures depuis 3 points différents, on obtient une seule solution.
Echelle de Richter
Valeur maximum
log E = 4.4 + 1.5 M
Presenter
Presentation Notes
Abordons maintenant la question de la mesure de l’amplitude des tremblements de terre. Il apparaît naturel de chercher une échelle en lien avec l’énergie totale libérée par un tremblement de terre. Cependant, l’accès à une telle mesure est loin d’être aisé. En 1935, Richter a proposé une échelle de magnitude basée sur l’amplitude des ondes sismiques mesurées sur un sismographe. La magnitude de Richter M est le logarithme de l’amplitude maximum ajustée pour tenir compte de l’affaiblissement des ondes sismiques au fur et à mesure qu’elles s’éloignent du foyer (obtenue par la méthode vue au slide précédent). La formule originale proposée par Richter est de la forme M = log Amplitude + c log Delta - k. Les constantes doivent être calibrées selon l’endroit considéré. Par exemple, en Californie du Sud, c = 2,76 et k = 2,48. On peut l’obtenir graphiquement par la méthode proposée sur la figure. La relation entre énergie libérée et M est très approximativement donnée par Log E = 4.4 + 1.5 M. Strictement parlant, cette relation n’est valable que pour des configurations géologiques similaires à la faille de San Andreas.
Echelle macrosismique MSK
Presenter
Presentation Notes
L’échelle de Richter est une échelle basée sur l’énergie globale libérée lors du séisme. Les effets locaux les plus spectaculaires et notamment les dégats subis par les constructions sont plutôt le résultat des accélérations. Une accélération de 0.001 g peut être ressentie par l’homme. A partir de 0.1 g, des dégats visibles sur les habitations peuvent être produits. Les tremblements les plus puissants vont jusqu’à 0.6 g. L’échelle macrosismique … Elle dépend de la zone (urbaine ou non), de la nature du sol, …
Séisme de Liège le 8 novembre 1983
Magnitude sur l’échelle de Richter - M = 4.9
Magnitude sur l’échelle d’intensité MSK - I = 7.2
M = 0.67 I + 0.07
Satellite de surveillance sismique Demeter
Formation de nuages lors d’un tremblement de terre
http://earthquake.usgs.gov/eqcenter/recenteqsww/Maps/
http://rme.ac-rouen.fr/une.htm
Tsunami Sumatra 26 décembre 2004
Tsunami Kuri 15 novembre 2006
Tsunami Antofagasta 14 novembre 2007
Tsunami Aonae Japon 12 juillet 1993
Tsunami Warning System
Tsunami Warning System
Images SAR (ERS ) de l’Etna recouvrant la période 1992-2000.
Les inspirations (gonflements) et expirations du volcan sont indiquées par des changements de couleur.
Prévision des éruptions?
Localisation des séismes et des éruptions volcaniques – Alan Jones
![[Meetup Windows Apps 3D] Présentation d'Oculus Rift par Valentin Billotte](https://static.fdocuments.fr/doc/165x107/5463b379af795908328b609c/meetup-windows-apps-3d-presentation-doculus-rift-par-valentin-billotte.jpg)
