TP 1 : Le Moho sous les chaines de montagnes et l`isostasie

TP 1 : les continents et leur dynamique : l’isostasie
TP 1 : Le Moho sous les chaines de montagnes et l’isostasie
L’épaisseur de la croûte continentale est en moyenne de 30km. Cependant l’altitude varie au niveau des chaines de
montagnes.
Comment déterminer la profondeur du Moho et comment définir l’isostasie et son modèle ?
Activité 1 : le Moho et sa profondeur
1) Sur le document1, légender les différentes couches du globe terrestre et placer la discontinuité du Moho (de
la même façon qu’est placée de la discontinuité de Gutenberg.)
2) A l'aide d’un tableur et du fichier « calcul_moho » ainsi que du document 4, remplir la fiche de calcul afin de
déterminer la profondeur de la discontinuité de Mohorovicic sous 5 stations différentes des Alpes.
 Compléter le tableau suivant :
Station
Distance à
l’épicentre
Profondeur du
séisme
Vitesse des
ondes P
Ecart entre l’arrivée
des ondes P et des
ondes PMP (s)
Profondeur
du Moho
Distance
épicentre point
de réflexion
 Compléter la carte des Alpes (document 5) en indiquant la profondeur du Moho au point de
reflexion des ondes P, sous les stations d’enregistrement
3) Expliquer ce qu’il est possible de déduire de ces calculs à propos de la profondeur du Moho
TP 1 : les continents et leur dynamique : l’isostasie
Document 1 : rappel sur la structure interne du
globe terrestre.
Document 2 : la découverte du Moho
Document 3 : Calculer la profondeur du Moho
Il est possible de calculer la profondeur du Moho à l’aide des ondes sismiques. Sur certains
sismogrammes, on voit non seulement les ondes P et S mais également un deuxième train d’ondes P,
les ondes PMP, qui se sont réfléchies sur le Moho. La vitesse moyenne des ondes P dans la croûte
sous les Alpes est de 6,25 km.s-1.
En utilisant le théorème de Pythagore, on peut
calculer Dp :
En utilisant le loi de Snell Descartes on peut
calculer DPmP :
On peut donc calculer la profondeur du
Moho grâce à la différence de temps
d’arrivée, δt, entre les ondes P et PmP :



Pour calculer H, la profondeur du Moho à la distance AB de la station, il faut donc connaître :
 la profondeur du séisme,
 la vitesse V des ondes P dans la croûte à proximité de la station (on la considère égale à 6,5 km.s-1),
 la distance Δ entre l’épicentre et la station,
 la différence de temps d’arrivée δt, entre les ondes P directe et les ondes PmP réfléchies par le Moho
(ce temps sera appelé "Autres -P" lors du dépouillement des sismogrammes)
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Document 4 : des sismogrammes enregistrés dans les Alpes

Séisme du 19/01/1991 : profondeur focale h = 11 km.
Sismogramme reçu par la station OG02 (Annemasse).
Profondeur focale h = 11 km
Distance épicentrale Δ = 63,3 km

Arrivée des ondes P à 3 h 12 min 15,580 s
Arrivée des ondes PMP à 3 h 12 min 18,540 s
Arrivée des ondes S à 3 h 12 min 23,080 s
Séisme du 07/02/1991 : profondeur focale h = 11 km.
Sismogramme reçu par la station OG21 (Guillestre).
Profondeur focale h = 11 km
Distance épicentrale Δ = 86,4 km

Arrivée des ondes P à 4 h 48 min 21,534 s
Arrivée des ondes PMP à 4 h 48 min 24,874 s
Arrivée des ondes S à 4 h 48 min 32,454 s
Séisme du 23/04/1991 : profondeur focale h = 10 km.
Sismogramme reçu par la station RSL (Roselend)
Profondeur focale h = 10 km
Distance épicentrale Δ = 135,8 km

Arrivée des ondes P à 5 h 53 min 02,005 s
Arrivée des ondes PMP à 5 h 53 min 05,325 s
Arrivée des ondes S à 5 h 53 min18,805 s
Séisme du 09/03/1992 : profondeur focale h = 6 km.
Sismogramme reçu par la station SURF (Col de Larches)
Profondeur focale h = 6 km
Distance épicentrale Δ = 105,5 km
Arrivée des ondes P à 1 h 54 min 52,619 s
Arrivée des ondes PMP à 1 h 54 min 56,859 s
Arrivée des ondes S à 1 h 55 min 05,819 s
Sismogramme reçu par la station OG04 (La Clusaz).
Profondeur focale h = 6 km
Distance épicentrale Δ = 95,4 km
Arrivée des ondes P à 1 h 54 min 50,725 s
Arrivée des ondes PMP à 1 h 54 min 53,425 s
Arrivée des ondes S à 1 h 55 min 03,065 s
TP 1 : les continents et leur dynamique : l’isostasie
Activité 2 : L’isostasie
1) A partir des calculs effectués sous les Alpes, choisir le modèle isostatique qui vous parait le plus
approprié. (document 1)
2) ECE : Etape 2 : mettre en œuvre un protocole de résolution pour obtenir des résultats exploitables.
Trouvez des arguments en faveur du modèle d'isostasie choisi.
 Réaliser la mesure des masses volumiques des roches de la lithosphère continentale (granite,
gneiss, calcaire) et, la comparer à la masse volumique des roches de l’asthénosphère.
 Appliquer vos observations à une modélisation, à l’aide du logiciel « Isostasy »
3) ECE : Etape 3 : Présenter les résultats pour les communiquer
Présentez les résultats sous la forme de votre choix (tableau, graphique, dessin, image numérique…un
texte seul n’est pas suffisant)
4) Etape 4 : Exploiter les résultats obtenus pour répondre au problème.
Conclure : A partir de l'étude de la croute continentale, indiquez avec quel modèle isostatique les
données sont en accord.
Document 1 : Isostasie
L'isostasie est un modèle élaboré par les géophysiciens au XIXème siècle. Ce modèle stipule qu'un équilibre (dit
isostatique) est réalisé entre la couche superficielle et rigide qu'est la lithosphère et la couche plus profonde et
déformable qu'est l'asthénosphère : la lithosphère « flotte » sur l'asthénosphère.
Les mouvements verticaux de la lithosphère sont dépendants essentiellement des équilibres gravitaires : un objet
plus dense posé sur un objet plus léger s’enfoncera dans cet objet. On peut étendre ce principe par celui de
l’isostasie : il existe a une certaine profondeur dans la Terre une surface dite de compensation. Au niveau de cette
surface, les colonnes de roches situées au-dessus exercent une pression équivalente.
Il existe 2 modèles principaux dits isostatiques qui rendent compte de phénomènes dynamiques différents :
– Le modèle de Airy qui suppose une densité constante de l’ensemble de la couche considérée et implique donc
l’existence d’une racine crustale.
– Le modèle de Pratt qui compense l’altitude par une variation latérale de densité.
Document 2 : la masse volumique des roches.
 La masse volumique est le rapport de la masse d'un échantillon sur son volume. Elle peut être exprimée
en grammes par centimètre cube (1cm3 correspond à 1 mL)
 La masse volumique de l’eau est égale à 1 g/cm3 ou 103kg/m3.
 La densité d’un objet est le rapport de sa masse volumique sur la masse volumique de l’eau. Sa valeur est
donc la même que celle de la masse volumique. Elle n'a pas d'unité.
Rappel : la densité du manteau lithosphérique est de 3,3.
Activité 3 : la Scandinavie
 A partir des documents du livre pages 144 et 145, résumer comment sont mis en évidence des
mouvements verticaux de la lithosphère et comment ils peuvent être expliqués.