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mercredi 27 septembre 2017

Le Dessin Scientifique

Le Dessin Scientifique d'observation est une méthode permettant d'illustrer ses observations avec rigueur et application, sans schématiser ou interpréter.

mardi 5 septembre 2017

Le MICROSCOPE OPTIQUE


LE MICROSCOPE OPTIQUE
Le microscope optique permet d’observer des coupes fines de tissus organiques ou de roches placées entre une lame et une lamelle de verre.


Protocole d’utilisation du microscope optique
1/ Déroulez délicatement le câble d’alimentation et branchez le microscope. Sur certain microscope, assurez-vous que l’interrupteur soit éteint et que l’intensité soit au minimum pour ne pas griller l’ampoule.
2/ Au début de l’utilisation, vérifiez que la tourelle soit placée sur le petit objectif.
3/ Avant de placer la lame sur la platine, localisez à l’oeil nu la région à observer. Ne pas oublier de lire l’étiquette de la lame.
4/ Déposez la lame de verre délicatement sur la platine car elle est fragile et elle coûte cher. Ensuite, placez la zone à observer sur le trou lumineux de la platine. Fixez la lame à l’aide des deux pinces métalliques.
5/ Les réglages de mise au point se font lentement pour ne pas écraser la lame de verre avec l’objectif. Utilisez d’abord le réglage normal (grosse molette) puis le réglage fin (petite molette). Pour chaque objectif, descendre au plus près de la lame sans la casser et faites la mise au point en remontant. Ne pas utilisez le réglage rapide au fort grossissement !
6/ Le changement d’objectif s’effectue à l’aide de la bague tournante (tourelle) seulement. On ne touche jamais aux objectifs avec les doigts.
7/ Après utilisation, retirez la lame que vous rangez soigneusement dans sa boîte.
8/ Remettez la tourelle sur le petit objectif en en position initiale.
9/ Débranchez le microscope et enroulez délicatement le câble électrique sur le pied du microscope (et non pas sur les objectifs!).

Calcul du Grossissement du microscope
Le grossissement de l’observation est égal au produit du grossissement de l’objectif par le grossissement de l’oculaire :
G microscope = G objectif x G oculaire

Calcul du Grossissement réel
Placer une règle graduée en plastique transparent sur la platine. L’observer au grossissement choisi et mesurer le diamètre du champ d’observation : diamètre du cercle lumineux (D réel en mm).
Sur une feuille blanche, tracer un grand cercle où vous réalisez votre dessin d’observation de façon proportionnée.
Mesurer le diamètre de ce cercle (D dessin en mm). Le G réel est égale à D dessin divisé par D réel et on écrit « G = x « G. réel » »
G réel = D dessin / D réel Ex : G réel = x 40

Calcul de la Taille d’une observation ou d’une barre d’échelle
Pour connaître la taille réelle (T réel en mm) de l’objet dessiné (cellule, cristal,…), mesurez-le sur votre dessin ( T dessin en mm) et divisez par le grossissement réel (G réel) :
T réel = T dessin / G réel
Pour construire une barre d’échelle en bas de votre dessin d’observation, tracez par exemple un trait de 20 mm (2 cm) et divisez par G réel. Vous obtenez la valeur réelle de votre barre d’échelle. Notez-la au-dessus du trait.
Ex : 0,02 mm
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samedi 4 mars 2017

Thème 1 B - Chapitre 3 : La tectonique des plaques : l’histoire d’un modèle

Chapitre 3 : Le renforcement et l’évolution du modèle

1/ le renouvellement de la lithosphère océanique

a - Les données de tomographies sismiques 2D et 3D

Recenser, extraire et organiser des informations sur des images satellitales et de tomographie sismique. 

Depuis les années 70, Les données de tomographie sismique basées sur les anomalies de vitesse des ondes sismiques par rapport à un modèle théorique prédictif (modèle PREM)
PREM (Preliminary Reference Earth Model) est un modèle radial de vitesse de propagation des ondes S et P depuis la surface jusqu'au centre de la Terre d'après Dziewonski et Anderson (1981).

Les anomalies positives au niveau des fosses océaniques, montrent qu’en permanence, de la lithosphère océanique froide s’enfonce lentement dans la lithosphère (réchauffement lent par conduction) dans les zones de subduction.
Dans les zones de subduction, les matériaux de la vieille lithosphère océanique s’incorporent au manteau.

A l’aplomb des dorsales, les anomalies tomographiques négatives traduisent une remontée anormale d’asthénosphère chaud. Cette remontée est à origine de la création de lithosphère océanique au niveau des dorsales à partir de matériel mantellique.

b - Le fonctionnement d’une dorsale océanique : l’accrétion océanique

Réaliser des modélisations analogiques et numériques pour établir les liens entre amincissement de la lithosphère, remontée, dépressurisation et fusion partielle de l’asthénosphère sous-jacente et formation d’une nouvelle lithosphère. 

Les observations sur le terrain (pillow-lava dans des écailles tectoniques dans les chaînes de montagnes et les plongées profondes au niveau des dorsales), les données géophysiques (sismique réflexion, tomographie sismique, topographie, flux géothermique) ou encore les modélisations analogiques et numériques ( pillow-lava et soufre, multicouche de sable en extension, fusion partielle) permettent de comprendre le fonctionnement d’une dorsale océanique appelé l‘accrétion océanique.


modélisation de la formation de pillow-lava

modélisation de la formation d'un rift
sur l'axe de la dorsale

1- La lithosphère océanique plus vieille et plus dense à tendance à s’enfoncer sur l’asthénosphère. Ce phénomène crée de l’extension de part et d’autre de la dorsale océanique et la création d’un rift (zone d’effondrement) plus ou moins marqué à son sommet.
2- Cette extension provoque la remontée de l’asthénosphère et la déformation de l’isotherme 1300°C à l’aplomb de la dorsale.
3- Lors de sa remontée, le matériel asthénosphérique chaud subit une décompression adiabatique (baisse de pression sans baisse de température). le géotherme est donc anormalement chaud.
4- Le géotherme déformé permet de franchir le solidus des péridotites, c’est à dire d’obtenir les conditions de pression et température pour la fusion partielle d’environ 15 à 25% de péridotite.
5- Le magma, de composition basaltique, formé dans l’asthénosphère remonte et s’accumule dans un réservoir magmatique, dont une partie migre vers la surface par un réseau de fractures.
6- Le magma refroidit lentement dans le réservoir et forme une roche grenue : le gabbro. Il refroidit plus rapidement dans les fractures vers la surface : c’est le complexe filonien (dykes) microgrenue. En surface, le magma rentre en contact avec l’eau de mer (2°C à -2500m) : le refroidissement très rapide et en milieu aquatique, forme du basalte à texture microlitique et en forme de coussin : les pillow-lava.


Cette chronologie de refroidissement explique les observations au niveau des falaises sous-marines bordant les failles transformantes qui décalent les dorsales.

Ces séries lithologiques (péridotite, gabbro, complexe filonien, pillow-lava de basalte et sédiments océaniques profonds) sont aussi observées dans les chaînes de collision (Alpes) : les séries ophiolitiques. Elles traduisent l’existence d’un océan, aujourd’hui disparu, présent avant la collision continentale et la formation d’une chaîne de montagnes. 
Surface géologique recouverte de pillow-lava, Oman


2/ Le renforcement du modèle par son efficacité prédictive

a - Les données de forages profonds

Saisir et exploiter des informations sur cartes. Concevoir, réaliser et exploiter un modèle analogique.

Depuis 1968, le programme de forage sous-marins JOIDES a permis d’accéder au épaisseur de sédiments et aux âges relatifs des sédiments en contact avec le basalte et aux âges absolus des basaltes sous-jacents.
Le modèle de la tectonique des plaques prévoit que la croûte océanique est d’autant plus vieille qu’on s’éloigne de la dorsale.
Les âges des sédiments en contact avec le plancher océanique confirment cette prédiction : ces sédiments océaniques datées par les microfossiles océaniques (foraminifères) sont de plus en plus vieux quand on s'éloigne de la dorsale mais ne dépassent jamais 180 Ma, l’âge au quel elle "plonge" dans l’asthénosphère.
Enregistrement sédimentaire de la mobilité de la lithosphère océanique : l'âge et l'épaisseur des sédiments.

Modèle cinématique DORIS basé sur les vitesses "instantanées" obtenues par GPS

Les vitesses calculées avec ces datations et l’épaisseur croissante des sédiments océaniques quand on s’éloigne de la dorsale sont en accord avec les prédictions du modèle de la tectonique des plaques.

b- Les données GPS « instantanées »

Réaliser des mesures sur le terrain pour comprendre le principe du GPS. 
Saisir et exploiter des données sur des logiciels.

Le modèle NUVEL-1A prévoit des vitesses de déplacements moyens des plaques d’après le paléomagnétisme et les alignements de volcans intraplaques, enregistrés sur des millions d’années.
Avec le développement des techniques de positionnement par satellites (Global Positionning System, GPS), à la fin du XXème siècle, la position en latitude et longitude de balises géodésiques fixées au sol sont enregistrées. La somme du vecteur vitesse latitudinale avec le vecteur vitesse longitudinale permet d’obtenir le vecteur vitesse « instantanée » de la balise considérée. La mesure des mouvements des plaques deviennent directement observables sur de courte période et leurs vitesses prédites par le modèle sont confirmées. 

c- Un modèle cinématique global et prédictif

L’ensemble des données GPS a permis d’affiner le modèle initiale de 6 plaques à 11 ou 12 plaques tectoniques principales. La délimitation des 3 types de frontières s’est précisée.
La lithosphère est divisée en 12 à 14 plaques mobiles

 Depuis 1995, le modèle de déplacements « instantanés » (modèle DORIS d’après GPS) a été confronté au modèle de déplacements « moyens » sur 3 Ma (modèle NUVEL-1A d’après les points chauds et le paléomagnétisme). La bonne correspondance de ces deux modèles confère une forte fiabilité prédictive notamment sur la détermination des zones à haut risque sismique (magnitude supérieur à 8,5) dans un futur proche.
Comparaison des modèles cinématiques NUVEL-1 et DORIS

BILAN
Coupe lithosphérique au niveau du Pacifique sud.


Synthèse de la construction du Modèle de la Tectonique des Plaques
Résumé sur la construction d'un modèle ou théorie scientifique.

vendredi 3 février 2017

Tomographie sismique

Principe
Sans rentrer dans la complexité géophysique, on peut proposer l'explication suivante : la tomographie sismique interprète les changements de vitesses des ondes sismiques provoquées par des modifications de la température des couches traversées. Un séisme envoie des ondes à travers la Terre, elles sont reçues par des instruments situés en de nombreux points autour du globe. Les ondes qui accusent un retard par rapport aux autres ont traversé une zone plus chaude et moins dense. Celles qui ont accéléré, ont traversé une zone moins chaude et plus dense.


Principe de la tomographie sismique
Les ondes émises lors d'un tremblement de Terre se propagent dans le manteau qui présente une zone anormalement rapide (figurée en bleu). Les ondes qui traversent cette zone sont accélérées par rapport aux autres.
Ce sont, bien sûr, de multiples mesures suivies de nombreux calculs qui, à partir de l'analyse des vitesses d'ondes de volume (P, S) et de surface, fournissent un «scan» des températures du manteau.
Les spécialistes représentent en bleu les zones froides (ou plutôt, moins chaudes) où les ondes sismiques accélèrent, et en rouge les régions chaudes où elles ralentissent. L'intensité des couleurs est proportionnelle à l'amplitude des variations des vitesses.

Logiciel de visualisation de données en tomographie sismique
http://labopathe.free.fr/images/tomographie-cosentino0.jpg
https://www.pedagogie.ac-nice.fr/svt/productions/tomographie2/

mercredi 1 février 2017

Thème 1 B - Chapitre 2 : La tectonique des plaques : l’histoire d’un modèle

Chapitre 2 : La théorie de la tectonique des plaques

1/ L’hypothèse d’une expansion océanique et sa confrontation à des constats nouveaux 

Comprendre comment la convergence des observations océanographiques avec les mesures de flux thermique a permis d’avancer l’hypothèse d’une expansion océanique réactualisant l’idée d’une dérive des continents.

a- De nouveaux arguments mobilistes : reliefs sous-marins et flux géothermique

Dans les années 50, les nouvelles techniques développées pendant la Seconde Guerre Mondiale (navires et sous-marins équipés d’échosondeurs) permettent de cartographier la topographie des fonds marins jusque là très mal connue.
Reliefs des fonds marins océaniques


Video sur les méthodes actuelles de cartographie des reliefs marins

Cinq types de reliefs sont caractérisés :
- les marges continentales à plateforme (de 0 à -200m) et talus (-200 à -4000m) continentaux (appelées aussi marges passives).
- les marges continentales à fosse océanique (jusqu’à  -11000m), appelées aussi marges actives.
- les plaines abyssales (vers -40000, -5000m) dans le prolongement des marges continentales
- les dorsales océaniques, chaîne volcanique de 60 000km de long, de -5000m à -2500m de profondeur.
- des alignements de volcans majoritairement éteints et isolés pouvant émergés des océans.

Les premières mesures du flux géothermique, relié à la dissipation en surface de la chaleur interne du globe, montrent une moyenne de 60mW.m-2 sans contraste entre croûte continentale et océanique mais 5 fois plus importante au niveau des dorsales océaniques.


Ces nouvelles données géophysiques permettent un retour aux théories mobilistes, notamment le théorie de Holmes de convection mantellique. En 1960, Hess propose que ces anomalies géothermiques témoignent de remontées de manteau plus chaud selon des mouvements de convection.
- des courants ascendants au niveau des dorsales océaniques créeraient de la croûte océanique.
- la Terre ayant un volume constant, des courants descendants au niveau des fosses océaniques feraient disparaitre la croûte océanique.

Ce modèle du « double tapis roulant » est repris par Dietz en 1961 qui introduit le terme de « sea floor spreading » traduit comme l’expansion des fonds océaniques.


b- Un nouvel argument déterminant : le paléomagnétisme

préambule sur le paléomagnétisme


Comprendre comment la corrélation entre les anomalies magnétiques découvertes sur le plancher océanique et la connaissance plus ancienne de l’existence d’inversion des pôles magnétiques confirma l’hypothèse de l’expansion océanique. 
Calculer des taux d’expansion.

Dans les années 50, les campagnes de recherches océaniques ont mis en évidence la présence de bandes d’anomalies magnétiques symétriques mesurées par rapport à l’axe des dorsales océaniques.

En 1963, Vine et Matthews montrent que ces bandes sont corrélables avec les phénomènes d’inversion des pôles magnétiques découverte par Brunhes (1905) et précisément datées depuis.




Cette découverte leur permet alors d’éprouver l’hypothèse de l’expansion océanique par la formation de basaltes au niveau des dorsales océaniques :
- Lors du refroidissement du magma basaltique, les minéraux riche en fer enregistrent le magnétisme terrestre (point de Curie (585°C)) existant à l’époque.
- Les mouvements divergents entrainent le basalte avec son aimantation « fossile » de part et d’autres de la dorsale, formant les bandes d'anomalie paléomagnétique symétriques.

Ces données ont permis de calculer des vitesses d’expansion des océans de l'ordre de quelques cm/an.

2/  Le concept de lithosphère et d’asthénosphère

Saisir et exploiter des données sur des logiciels pour mettre en évidence la répartition des foyers des séismes au voisinage des fosses océaniques.

Comprendre comment l’interprétation de la distribution particulière des foyers des séismes permet : 
- de définir la lithosphère par rapport à l’asthénosphère; 
de confirmer, dans le cadre du modèle en construction, que la lithosphère océanique retourne dans le manteau.

Concevoir une modélisation analogique et réaliser des mesures à l’aide de dispositifs d’expérimentation assistée par ordinateur de propagation d’ondes à travers un même matériau mais à des températures différentes pour comprendre la différence entre lithosphère et asthénosphère.

a- Des données sismiques anormales au niveau des fosses océaniques

Wadati en 1930, puis Benioff en 1955, montrent qu’au voisinage des fosses océaniques, la distribution spatiale des foyers des séismes en fonction de leur profondeur s’établit selon un plan incliné. Du côté de l’arc volcanique ou de la cordillère, plus la distance horizontale augmente par rapport à la fosse, plus la profondeur des foyers des séismes augmentent jusqu’à 700km. Ce plan incliné est nommé le plan de Wadati-Benioff.


Les mesures du flux géothermique montrent un flux très faible au niveau des fosses océaniques, alors que le flux devient anormalement fort au niveau des arcs ou cordillères volcaniques.



Aujourd’hui, La tomographie sismique mesure les anomalies de vitesses plus lentes ou plus rapides par rapport au modèle radial simple de la structure de la Terre (modèle PREM, Preliminary Reference Earth Model).


Les différences de vitesse des ondes sismiques qui se propagent le long du plan de Wadati-Benioff, par rapport à celles qui s’en écartent, permettent de distinguer deux enveloppes terrestres : une froide, riche en séismes, et une plus chaude, asismique.


b- Notions de Lithosphère, Asthénosphère et Subduction.

L’ensemble des données sismiques et géothermiques permettent donc de distinguer : 
- la lithosphère est constituée de la croûte superficielle, océanique ou continentale, et du manteau supérieur. cette enveloppe est plus froide et rigide (la présence de séismes traduit un comportement cassant ), et épaisse d’environ 100 km à 120 km,
- l’asthénosphère plus chaude et moins rigide (l’absence de séisme traduit un comportement ductile, plus « mou »), sur laquelle repose la lithosphère.


Définition de la lithosphère continentale et océanique

La limite inférieure de la lithosphère correspond généralement à l’isotherme 1300° C. Elle correspond à une zone de faible vitesse de propagation des ondes, la LVZ (Low Velocity Zone) expliquée par la proximité entre la température du manteau (1300°C) avec la température de fusion partielle de la péridotite du manteau, à cette profondeur.

L’interprétation de ces données sismiques et géothermiques, comfirmée par la suite par les modélisations analogiques, permet ainsi de montrer que la lithosphère s’enfonce dans le manteau asthénosphérique au niveau des fosses océaniques appelées zones de subduction (Oliver et Isacks, 1967). Ce modèle est en accord avec la théorie du « sea floor spreading » de Hess et Dietz (1961) qui prévoyait la destruction de la croûte océanique au niveau des fosses océaniques.

3 / Un premier modèle global : une lithosphère découpée en plaques rigides

a - La découverte des failles transformantes

Réaliser une manipulation analogique simple, ou utiliser un logiciel de simulation, pour comprendre que les mouvements des plaques sont des rotations de pièces rigides se déplaçant sur une sphère. 

Durant les années soixante, Wilson (en 1960) puis Morgan (en 1967) décrivent la géométrie des failles transformantes océaniques (parallèles entre-elles et centrées sur un pôle eulérien), leur activité sismiques localisée principalement entre les deux dorsales qu'elles décalent, et leur déplacement relatif (faille de type décrochante).


video sur la géométrie eulérienne des failles transformantes

Ces études permettent de proposer un nouveau modèle en plaques rigides en déplacement les unes par rapport aux autres sur une sphère.

b - L’énoncé le la théorie de la tectonique des plaques

Des travaux complémentaires (McKenzie , 1967 et le français Xavier Le Pichon, 1968) parachèvent l’établissement de la théorie de la tectonique des plaques. Elle repose sur les principes suivants :
(1) La lithosphère rigide est divisée en une quinzaine de plaques lithosphériques (au lieu de 6 par Le Pichon, en 1968). Les plaques sont soit purement océaniques, soit océaniques et continentales.
(2) Les frontières de plaques sont de trois types. Les frontières divergentes (dorsales océaniques ou zones d'accrétion). Les frontières coulissantes (failles transformantes) où deux plaques glissent l'une par rapport à l'autre. Et les frontières convergentes qui regroupent les zones de subduction au niveau des fosses océaniques où les plaques océaniques retournent dans le manteau et les zones de collision (chaîne de montagnes continentales) où les plaques continentales s’affrontent.
(3) Les plaques se déplacent rigidement, sans se déformer et leur mouvement est décrit par des règles simples de géométrie sur une sphère.
(4) L'activité tectonique (séismes) est confinée aux frontières de plaques.


On peut remarquer que ces règles de la tectonique des plaques ne contiennent aucune proposition sur le moteur des mouvements. Cependant, à la fin des années 1960, il ne fait pas de doute pour les chercheurs que les mouvements des plaques en surface sont couplés avec des mouvements internes affectant l'ensemble du manteau, et il est devenu implicite que le moteur du déplacement des plaques est une forme de convection thermique même si les modalités de celle-ci restent encore à établir

c- Des observations mieux comprises grâce à la théorie.

Comprendre comment désormais des faits ne s’intégrant pas a priori avec le modèle initial (volcanisme intraplaque) permettent un enrichissement du modèle (théorie des points chauds) et non son rejet. 
Corréler les directions et les vitesses de déplacements des plaques tirées des données paléomagnétiques avec celles déduites de l’orientation et des âges des alignements volcaniques intraplaques.

A la surface du Globe, on observe des alignements volcaniques, situés en domaine océanique ou continental, dont la position ne correspond pas à des frontières de plaques : le volcanisme intra-plaque. Les volcans de ces alignements montrent un âge décroissant et une altitude croissante d’une extrémité à l’autre.

En 1970, Morgan propose qu’ils sont la trace du déplacement de plaques lithosphériques au dessus d’un point chaud fixe, en première approximation, dans le manteau. Les points chauds sont des sources de matériel chaud, panache mantellique (péridotite du manteau profond), qui remonte localement sous la lithosphère. La fusion partielle de ce matériel génère des sources de magmas à l’origine du volcanisme intra-plaque.