Chapitre 2 Dynamique des enveloppes

terrestres

Partie IA - Le

code des diapositives

✭ très important, à savoir avec précision

❀ important pour comprendre

✄ pour approfondir, sinon à couper

Géologie - Partie I - La Terre, planète active

1. Les mouvementsdes enveloppes terrestres

2

Carte des pressions à la surface du globe

3

janvier❀

Carte des vents à la surface du globe

4janvier

❀

Superposition

5

janvier

❀

BP

HP

HP

BP

BP

HPBP

HP

HP

Les vents vont des hautes vers les basses pressions

Brise de mer et brise de terre

6

✭

Carte du flux solaire incident en surface

7

Moyennes sur une année

❀

Energie solaire reçue par la Terre

8

✄

soleilrayonnementsolaire

constantesolaire

= quantité d’énergie reçue par unité de surface

= 1370 W.m-2

soleilTerre rayonnementsolaire

énergie du rayonnement solaire= quantité d’énergie reçue en moyenne sur Terre = 342 W.m-2

Le bilan radiatif de la Terre est nul

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Rayonnement solaire incident = 342 W.m-2❀107 W.m-2 sont directement réfléchis à leur contact avec l’atmosphère

Le pendule de Foucault

10

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 1851

Dessin obtenu par la pointe du poids, dans le sable en une journée

La force de Coriolis dévie les vents

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Dans l’hémisphère Nord, déviation vers la droiteDans l’hémisphère sud, déviation vers la gauche.

❀Grandes cellules de vent au-dessus des océans

La force de Coriolis dévie les vents

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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).

❀Anticyclone Dépression

http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/force-de-coriolis.xml#manifestation

D

Rappel : chaleur et physiologie animale

sueurair exhalé

EvaporationRayonnement

noyau

périphérie

infra-rouge

Conduction

Convection

Transferts thermiques

airextérieur

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✄

Mêmes mécanismes physiques en géologiemais dans des proportions différentes !

Nombre de Rayleigh et convection

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Cellules de convection dans une casserole

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.

✄

Si Ra > 1 000 alors s’initie une convection

Ra = poussée d’Archimède

dissipation =

κ η ρ g α ΔT d3✭

Exemple dans la troposphère

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❀Ra =

poussée d’Archimède

dissipation =

κ η ρ g α ΔT d3

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

η < 10-3 Pa⋅s.d = 12 km

Ra >>> 1 000Il y a donc convection !

Circulation atmosphérique globale et modèle des vents de surface

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✭

Texte

Bousquet R., Robert C., la dynamique du système Terre, Belin 2013

Répartition des volcans et séismes

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❀

Les principales plaques lithosphériques

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❀

Limites de plaques

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✭• 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).

• limites verticales épaisseur de la lithosphère jusqu’à la LVZ => limite thermique = 1 300°Cépaisseur = 100 km en moyenne.

Les mouvements des plaques

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❀

vitesses déterminées par cinématique GPS

Chaleur et radioactivité

21(D’après Caron J.M. et Coll. « Comprendre et enseigner la planète Terre » Ophrys Ed.)

❀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 km3 4,5 . 109 4,0 . 109 920 . 109

Chaleur totale en W 4,5 . 1012 2 . 1012 13,8 . 1012

Les sources de chaleur du globe

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❀

(Caron J.M. et Coll. « Comprendre et enseigner la planète Terre » Ophrys Ed.)

Évacuation de la chaleur

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❀Rayonnementimpossible car les IR ne traversent que les milieux peu denses et translucides

Conductionla chaleur se déplace de proche en proche sans mouvement de matière.le flux thermique suit la loi de Fourier :

J = - k dTdx

source dechaleur

barre de métal

flux de chaleur selon l’axe x

coefficient de conductivité thermique en W.m-1.K-1

Valeurs de kcuivre : 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

La convection «vue» par ombroscopie

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Montage

✄

panaches ascendants

échauffement de la surface échauffement ponctuel

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La convection «vue» par ombroscopie

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✄refroidissement de la surface

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Panaches descendants par refroidissement surfacique

des glaçons refroidissent la surface supérieure

La convection mantellique

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Nombre de Rayleigh dans le manteau = 108 ⇒ il existe une convection

faible conduction⇒ faible perte de chaleur⇒ température ≈ constante

remontée de manteau par convection

forte pression

faible pression

⇒ décompression adiabatique

chaud

chaud

Les modèles de convection : modèle 1

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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.

❀

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.

Convection entre une plaque froide et une plaque chaude

couche limite CLT

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Les modèles de convection : modèle 2

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❀

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.

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.

Convection avec une plaque froide et un milieu chauffant

couche limite

couche limite

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Géotherme : couche limite supérieure

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❀

Le géotherme ressemble à un profil de cellule de convection

gradient thermique dans le modèle 1

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géotherme terrestre

Les modèles de convection

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Modèle intermédiaire : celui de la Terre❀

Dans ce modèleenfoncement au niveau des zones de subduction : traction des zones de subductionarrivée de matériel chaud au niveau des dorsales : poussée des dorsales

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La plaque africaine et la poussée des dorsales

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❀

poussée

exte

nsio

n

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

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Les Andes, zone de subduction

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❀

Le volcan Chimborazo (Equateur)

cordillière

océan Pacifique

altiplano

Une anomalie thermique

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zone froide où les ondes sismiques se propagent vite

❀cordillière

Flux thermique dans le Pacifique

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❀

dorsalezone de subductionimage de

tomographie sismique

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Le modèle actuel de la convection

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❀

• 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

La taille des flèches blanches indique la

vitesse des mouvements

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Carte mondiale du flux thermique

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Flux moyen = 87 mW.m-2

❀

Des mouvements aussi dans les océans

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Carte des courants océaniques

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