La fosse des Tonga
Localisation de la fosse des Tonga -
La Fosse des Tonga (1) est une fosse océanique, située dans l'Océan Pacifique, profonde de 10 882 mètres à son point le plus bas nommé Horizon Deep. C'est la deuxième fosse la plus profonde connue, après la Fosse des Mariannes (10 924 mètres maximum) et avant la Fosse des Kouriles (10 542 mètres maximum).
Image (modifiée) : traitement Sismolog
La Fosse des Tonga (1) est une fosse océanique, située dans l'Océan Pacifique, profonde de 10 882 mètres à son point le plus bas nommé Horizon Deep. C'est la deuxième fosse la plus profonde connue, après la Fosse des Mariannes (10 924 mètres maximum) et avant la Fosse des Kouriles (10 542 mètres maximum).
Image (modifiée) : traitement Sismolog
Localisation de la zone étudiée
L'archipel des Tonga est situé au sud de îles Wallis et Futuna, à 150 km environ à l'ouest de l'axe de la fosse des Tonga dans da partie nord. Il est constitué de trois groupes d'îles dont l'île Tonga (qui a donné son nom à l'archipel) au sud et l'île Vava'u au nord. À la même latitude que cette dernière l'île Niue se trouve à l'est de la fosse. À l'ouest de la zone étudiée, à 800 km des Tonga, se trouve l'île Fidji avec sa capitale Suva.
Image (modifiée) : traitement Google Earth
L'archipel des Tonga est situé au sud de îles Wallis et Futuna, à 150 km environ à l'ouest de l'axe de la fosse des Tonga dans da partie nord. Il est constitué de trois groupes d'îles dont l'île Tonga (qui a donné son nom à l'archipel) au sud et l'île Vava'u au nord. À la même latitude que cette dernière l'île Niue se trouve à l'est de la fosse. À l'ouest de la zone étudiée, à 800 km des Tonga, se trouve l'île Fidji avec sa capitale Suva.
Image (modifiée) : traitement Google Earth
À l'aide du logiciel Sismolog (voir la fiche technique), localiser la zone étudiée, afficher les volcans et les séismes puis réaliser une coupe de Suva à Niue passant par Vava’u (placer le point 1 à l’ouest de l’île Fidji et le point 2 à l’est de l’île Niue).
Imprimer le document obtenu.
Imprimer le document obtenu.
En 1964, Jack Oliver, Bryan Isacks, et Lynn Sykes étudient les ondes P directes produites par un séisme profond dont l'épicentre se trouve à égale distance des stations sismiques Suva (Fidji) et Vava'u (Tonga). Ils observent que les ondes P directes parviennent 2 secondes plus tôt à la station Vava'u qu'à la station Suva.
Compléter le document 1 de manière à localiser l'épicentre, l'hypocentre possible et le trajet des ondes P directes observées.
Compléter le document 1 de manière à localiser l'épicentre, l'hypocentre possible et le trajet des ondes P directes observées.
3a. Méthode de mesure
1) Pendant trois mois on enregistre les temps d'arrivée des ondes P tous les 50 km dans 12 stations terrestres et 30 sismographes sous-marins localisés ci-contre sur une carte bathymétrique numérique.
2) On évalue les anomalies de vitesse des ondes sismiques (exprimées en pourcentages) aux différentes profondeurs par rapport au modèle théorique d'un manteau homogène.
Image : www.nsf-margins.org
1) Pendant trois mois on enregistre les temps d'arrivée des ondes P tous les 50 km dans 12 stations terrestres et 30 sismographes sous-marins localisés ci-contre sur une carte bathymétrique numérique.
2) On évalue les anomalies de vitesse des ondes sismiques (exprimées en pourcentages) aux différentes profondeurs par rapport au modèle théorique d'un manteau homogène.
Image : www.nsf-margins.org
3b. Résultat obtenu
Les résultats sont rasemblés sur une image en coupe de la croûte et du manteau. L'image ci-contre a été obtenue en 1997 par le traitement d'environ 41 000 heures d'arrivée des ondes P à partir de 926 séismes.
Image : www.nsf-margins.org
Reporter les informations pertinentes du document 3b sur le document 1.
Les résultats sont rasemblés sur une image en coupe de la croûte et du manteau. L'image ci-contre a été obtenue en 1997 par le traitement d'environ 41 000 heures d'arrivée des ondes P à partir de 926 séismes.
Image : www.nsf-margins.org
Reporter les informations pertinentes du document 3b sur le document 1.
Mesure réalisée dans de la pâte à modeler à la pression atmosphérique
La vitesse des ondes sismiques dépend de la nature des roches traversées (composition chimique et minéralogique), de la pression (donc de la profondeur) et de la température. Une vitesse constante traduit donc un milieu homogène (nature des roches, pression et température constantes).
N.B. Les sens de variation de la courbe est le même pour une roche que pour de la pâte à modeler.
Image : www.edusismo.org, voir aussi SVT 1S, Nathan 2011 p. 139
La vitesse des ondes sismiques dépend de la nature des roches traversées (composition chimique et minéralogique), de la pression (donc de la profondeur) et de la température. Une vitesse constante traduit donc un milieu homogène (nature des roches, pression et température constantes).
N.B. Les sens de variation de la courbe est le même pour une roche que pour de la pâte à modeler.
Image : www.edusismo.org, voir aussi SVT 1S, Nathan 2011 p. 139
Valeurs moyennes en milieu océanique
Le Moho est caractérisé par une variation nette de vitesse des ondes sismiques liée à un changement de composition chimique entraînant un changement de propriétés physiques entre la croûte et le manteau. Il se situe à environ 10 km en milieu océanique.
Image (modifiée) : SVT 1eS, Nathan 2011 p.119
Le Moho est caractérisé par une variation nette de vitesse des ondes sismiques liée à un changement de composition chimique entraînant un changement de propriétés physiques entre la croûte et le manteau. Il se situe à environ 10 km en milieu océanique.
Image (modifiée) : SVT 1eS, Nathan 2011 p.119
Valeurs moyennes en milieu océanique
On appelle géotherme, la courbe représentant la température en fonction de la profondeur (ou de la pression). La capacité de déformation d'une roche est liée au rapport T/Tf où T est le température de la roche et Tf sa température de fusion. Plus ce rapport est proche de 1 plus la roche est déformable.
On appelle géotherme, la courbe représentant la température en fonction de la profondeur (ou de la pression). La capacité de déformation d'une roche est liée au rapport T/Tf où T est le température de la roche et Tf sa température de fusion. Plus ce rapport est proche de 1 plus la roche est déformable.