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Les traces du passé mouvementé de la Terre - Cours et exercices de SVT, Terminale Générale

Votre enfant est en classe de Terminale et vous souhaitez l'accompagner dans sa réussite en SVT?

Pour revoir le chapitre "Les traces du passé mouvementé de la Terre". Bordas soutien scolaire vous propose plusieurs séquences avec des cours et des exercices intéractifs.

Les notions abordées :

Les complexes ophiolitiques, témoins d'océans disparus

1. Structure et formation de la lithosphère océanique

La lithosphère océanique est constituée de la croûte océanique, composée de différentes couches rocheuses, ainsi que de la partie supérieure du manteau supérieur, appelée manteau lithosphérique. Elle se forme au niveau des dorsales, par la remontée de magma issu de la fusion partielle des péridotites dans le manteau asthénosphérique. Une fois produit, le magma liquide, moins dense que la partie solide non fondue, remonte à la surface. La partie se refroidissant lentement en profondeur dans une chambre magmatique devient les gabbros, les roches composant la croûte océanique. L'autre partie, émise en surface, se refroidit rapidement au contact de l'eau, formant les basaltes en coussin, appelés aussi « pillow-lavas ». Les basaltes et les gabbros constituent ainsi la croûte océanique. Celle-ci est située au-dessus de la couche de péridotites appauvries, dont elle est issue. Cet ensemble forme ainsi la lithosphère océanique.

À mesure qu'elle veillit, en s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. Au contact de l'eau, elle est le siège d'importantes circulations hydrothermales qui la transforment, provoquant l'apparition de nouveaux minéraux hydratés.
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Schéma d'une coupe d'une lithosphère océanique.

La disparition des océans par subduction océanique

1. Les modifications de la croûte océanique observées lors d'une subduction océanique

Les gabbros et les basaltes présents dans la croûte océanique, hydratés depuis leur formation, se retrouvent lors de la subduction dans des conditions différentes de celles de leur formation, c'est-à-dire à haute pression et basse température: c'est le métamorphisme. Leurs minéraux sont alors déstabilisés et les roches vont être métamorphisées. Dans ces nouvelles conditions, certains minéraux instables vont interagir entre eux pour donner naissance à de nouveaux minéraux, dont le glaucophane. Ce dernier va former une nouvelle roche: le métagabbro faciès schiste bleu. De plus, à une plus forte profondeur encore, des minéraux anhydres, le grenat et la jadéite vont se former et constituer une nouvelle roche : l’éclogite.

La collision continentale et la formation des chaînes de montagnes

Suite à la subduction, les deux lithosphères continentales de même densité située de part et d’autre de l’océan se referment jusqu’à le faire disparaître complètement. Elles finissent par rentrer en contact : on parle de collision. Se forme alors une chaîne de montagnes.
Par exemple, la chaîne des Alpes est issue de l’affrontement entre la plaque eurasiatique et la plaque africaine. De même, l’Himalaya est le résultat de la collision entre l’Inde et la plaque eurasiatique.
Les déformations causées par la collision engendrent des raccourcissements et des empilements de matériaux lithosphériques et, expliquent l'épaississement de la croûte dans les chaînes de montagnes.
Les témoins de ces déformations retrouvés au sein des chaînes de montagnes sont : 

  • les plis : structure tectonique formée suite à une déformation souple de la roche ;

  • les failles inverses : structure tectonique correspondant à une légère superposition de deux blocs de roches, séparés suite à une déformation cassante de la roche ;

  • les chevauchements : structure tectonique caractérisée par le déplacement allant jusqu'à la superposition d'un bloc de roches sur le bloc de roches situé à côté ;

  • les nappes de charriage : structure tectonique correspondant à un déplacement d'un bloc de roches sur une grande distance.

Les marques de la fragmentation continentale et de l'ouverture océanique

La création d’un océan est liée à l’existence de forces en extension entraînant la fracturation d’une zone continentale. On distingue plusieurs étapes :

  • l'étirement et l'amincissement de la croûte continentale provoquent la création d’un rift continental, bordé par des failles normales qui encadrent un fossé central effondré. C'est une zone de forte sismicité avec la présence d’émissions volcaniques aériennes. Par exemple, le rift est-africain dans la région des grands lacs, est actuellement à cette étape ;

  • si l'extension se poursuit, on observe une remontée de magma par la fracture centrale. Ce magma, en se consolidant, est à l'origine du début de la formation de la croûte océanique. Par exemple, l’extrémité nord du rift est-africain, dans la région des Afars ;

  • s'ensuit l’invasion maritime du rift, se traduisant par l’installation d’un bassin océanique étroit. La mer Rouge, par exemple, abrite un rift résultant de l'écartement des plaques africaine et arabe ;

  • puis se déroule l'expansion océanique par la création continue de lithosphère océanique, qui repousse latéralement les bordures du continent disloqué. Ces zones de contact continent/océan, correspondant aux bords du rift initial, constituent des marges passives

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Les autres notions abordées dans le chapitre Cours et exercices de SVT en Terminale Générale - À la recherche du passé géologique de notre planète

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