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La dynamique de la lithosphère - Cours et exercices de SVT, Première Générale

Votre enfant est en classe de première et vous souhaitez l'accompagner dans sa réussite en SVT ? Pour revoir le chapitre "La dynamique de la lithosphère". Bordas soutien scolaire vous propose plusieurs séquences avec des cours et des exercices. Le degré de difficulté des exercices proposés s'adapte automatiquement en fonction du niveau de l'élève. Les erreurs de votre enfant sont analysées et nous permettent de lui proposer une correction adaptée afin de l'aider à progresser.

Les notions abordées :

Mise en évidence d'une mobilité horizontale de la lithosphère

I- La lithosphère terrestre est découpée en plaques.

On constate que les séismes et les volcans ne sont pas répartis au hasard. Ils délimitent des zones à la surface du globe correspondant appelés plaques lithosphériques. Il existe une quinzaine de plaques majeures, certaines totalement océaniques (ex : la plaque pacifique), d'autres océanique et continentale (ex : la plaque sud-américaine).


II- Mise en évidence de la mobilité horizontale de ces plaques lithosphériques.

A- Etude du paléomagnétisme

Lors de leur refroidissement, les basaltes (roche constitutive de la croûte océanique) acquièrent une aimantation de même direction et de même sens que le champ magnétique terrestre ambiant. Celui-ci est donc mémorisé par les basaltes au cours de leur refroidissement.
L'étude du champ magnétique enregistré dans des basaltes d'âges variés prouve que le sens du champ magnétique terrestre s'est régulièrement inversé au cours des temps géologiques.

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La dynamique des zones de divergence : origine et évolution de la lithosphère océanique

La divergence des plaques de part et d'autre des dorsales permet la mise en place d'une nouvelle lithosphère océanique.

I- Origine de la lithosphère océanique

La divergence des plaques provoque la fracture de la croûte continentale et la formation de blocs de roches séparés par des failles normales. Il y a donc amincissement crustal et, progressivement, formation d'une dorsale.

La température à la base de la lithosphère est d'environ 1300 °C. L'amincissement crustal fait donc remonter l'isotherme à 1300 °C près de la surface ( à environ 20 km de la surface).

La péridotite de l'asthénosphère se situe toujours à 1300 °C mais à une pression moins importante (on dit qu'il y a décompression adiabatique), elle va changer d'état : la péridotite solide subit une fusion partielle (15-20%) ce qui donne naissance à un magma.

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La dynamique des zones de convergence : disparition de la lithosphère océanique par subduction

La lithosphère océanique disparaît au niveau des fosses. On parle de zone de subduction.

I- Le magmatisme des zones de subduction

Les zones de subduction sont marquées par une activité volcanique importante. Les éruptions sont violentes, explosives et provoquent des dégâts considérables. Plusieurs types de roches magmatiques y sont produites : 

  • des roches volcaniques qui sont pour l'essentiel de l'andésite ou de la rhyolite. Ces roches volcaniques, à structure microlitique, cristallisent en surface à la suite d'une éruption.
  • des roches plutoniques appelées granitoïdes. Les plus courantes sont la diorite, la granodiorite et le granite. Ces roches, à structure grenue, ont cristallisé lentement en profondeur. Leur composition chimique est apparentée à celle des roches volcaniques ce qui montre qu'elles se sont formées suite à la cristallisation d'un même magma. Elles proviennent de proches de magma qui ne gagnent jamais la surface.

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La dynamique des zones de convergence : de la subduction aux zones de collision

Une fois la subduction terminée, les deux lithosphère continentales de même densité situées de part et d'autres de l'océan disparu s'affrontent : on parle de collision, Il se forme alors une chaîne de montagnes.
Exemple : la chaîne des Alpes issue de l'affrontement entre la plaque eurasiatique et la plaque africaine, l'Himalaya qui est la conséquence de la collision entre l'Inde et le continent asiatique.

Les déformations causées par la collision engendrent des raccourcissements et des empilements de matériaux lithosphériques ce qui explique l'épaississement de la croûte dans les chaînes de montagnes.
Raccourcissement et empilements sont attestés par des indices tectoniques : des plis (témoignant d'une déformation souple), des failles inverses, des chevauchements et des nappes de charriage (témoignant d'une déformation cassante).

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