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SVT1 042Mis à jour 8 oct. 202610 pages

Géologie Spé SVT Terminale - Révision Bac

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Maelys Leroy@maelysleroy_rgib
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La géologie, c'est l'étude de notre planète Terre et de son histoire fascinante ! Tu vas découvrir comment les roches se forment, pourquoi les montagnes naissent, et comment dater les événements géologiques. C'est comme être détective, mais pour résoudre les mystères de la Terre.
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Structure de la Terre et types de roches

La Terre présente des contrastes de reliefs impressionnants : l'Everest culmine à +8848m tandis que la fosse des Mariannes plonge à -11034m ! Les continents ont une altitude moyenne de +300m et les océans de -4500m.

Notre planète s'organise en couches concentriques : la croûte en surface, puis le manteau lithosphérique, le manteau asthénosphérique et enfin le noyau. Ces couches sont séparées par des discontinuités comme le Moho et celle de Gutenberg.

Les roches magmatiques comme le basalte et le gabbro naissent du refroidissement du magma. Le gabbro a une texture grenue (cristaux visibles) car il refroidit lentement, tandis que le basalte a une texture microlitique (cristaux invisibles) car il refroidit rapidement.

Astuce : Retiens que "gabbro = grenu = grosse cristaux" et "basalte = rapide = petits cristaux" !

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Les ondes sismiques et discontinuités

L'énergie d'un séisme se propage sous forme d'ondes à travers les roches, qu'on enregistre avec un sismogramme. Il existe deux types d'ondes de volume : les ondes P et S.

Les ondes P sont les plus rapides et se propagent dans les solides ET les liquides. Les ondes S sont plus lentes et ne se propagent que dans les solides - c'est super important pour comprendre la structure interne de la Terre !

Quand ces ondes rencontrent une discontinuité sismique (changement de milieu), elles peuvent être réfléchies ou réfractées selon les propriétés des matériaux. C'est exactement comme la lumière qui change de direction dans l'eau.

Point clé : Les ondes S qui s'arrêtent dans le noyau externe prouvent qu'il est liquide !

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Tectonique des plaques et mouvements

Tu peux calculer la vitesse de déplacement des plaques avec la formule V = d/t. Les roches continentales sont beaucoup plus âgées (2500 Ma) que les roches océaniques (175 à 144 Ma) - ça en dit long sur l'histoire de notre planète !

Au niveau des zones de subduction, deux plaques convergent et ça donne lieu à de nombreux séismes et volcans. La lithosphère océanique plonge sous la lithosphère continentale moins dense, créant des fosses océaniques profondes.

L'accrétion océanique se produit au niveau des dorsales : le magma remonte et forme une nouvelle lithosphère océanique. Cette nouvelle croûte s'étale de chaque côté, créant un mouvement de divergence qui écarte les plaques.

Rappel utile : Convergence = rapprochement, divergence = éloignement. Simple non ?

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Classification complète des roches

Il existe trois grandes familles de roches que tu dois absolument maîtriser. Les roches sédimentaires se forment par accumulation de débris : détritiques (grès, argilites) ou carbonatées (craies, calcaires).

Les roches magmatiques viennent du refroidissement du magma. Si c'est en profondeur = texture grenue (granite, gabbro). Si c'est en surface = texture microlitique (basalte, andésite).

Les roches métamorphiques résultent de la transformation de roches préexistantes sous l'effet de la pression et de la température. Elles ont souvent un aspect feuilleté (schiste vert, gneiss, éclogite) et peuvent contenir des fossiles déformés.

Mémo pratique : Profondeur = lent = gros cristaux ; Surface = rapide = petits cristaux !

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Formation des Alpes et océan alpin

L'obduction correspond au rapprochement de deux lithosphères continentales, créant l'orogénèse (formation de reliefs élevés). Les Alpes sont un parfait exemple de cette mécanique !

Dans les Alpes, on trouve trois ophiolites célèbres (Chenaillet, Mont Viso, Queyras) qui contiennent des roches métamorphiques formées lors d'une ancienne subduction. Ces roches prouvent qu'un océan existait avant la formation des montagnes.

L'océan alpin présentait une structure typique : basalte en coussin au sommet, puis basalte en pillow, gabbro et péridotite en profondeur. On retrouve aujourd'hui ces roches déformées avec des fossiles marins en altitude !

Fait marquant : Des coquillages marins à 3000m d'altitude prouvent que ces roches étaient au fond de l'océan !

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Naissance et évolution des océans

La naissance d'un océan suit un processus en plusieurs étapes bien définies. Tout commence par la fracturation de la croûte continentale au niveau d'un rift continental, zone soumise à des forces d'extension.

L'amincissement de la lithosphère continentale entraîne une remontée et fusion partielle de l'asthénosphère, créant du magma. Des blocs basculés se forment, délimités par des failles normales où s'accumulent les sédiments.

L'océanisation se produit quand la croûte océanique se forme au centre du rift et que la mer s'installe. L'océan mature est alors bordé par la croûte continentale amincie formant des marges passives.

Séquence à retenir : Rift → amincissement → fusion → océanisation → marge passive !

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Failles listriques et cycle orogénique

Les failles listriques sont des failles normales courbes qui témoignent de contraintes divergentes et d'extension. Elles délimitent des blocs basculés où s'accumulent les sédiments océaniques pendant le rifting.

Ces structures géologiques permettent de reconstituer l'histoire complexe des marges passives. On distingue les sédiments pré-rift, syn-rift et post-rift selon leur âge par rapport à l'ouverture océanique.

Le cycle orogénique complet comprend : rifting continental, accrétion océanique, subduction océanique puis continentale, et enfin collision. Les Alpes montrent des roches affectées par un métamorphisme haute pression/basse température, signature de la subduction.

Cycle complet : Rift → océan → subduction → collision → montagne !

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Datation relative et principes géologiques

La datation relative utilise quatre principes fondamentaux pour établir la chronologie des événements géologiques. C'est comme résoudre une enquête en observant les indices !

Le principe de superposition : plus les couches sont profondes, plus elles sont anciennes. Le principe de recoupement : ce qui recoupe est plus récent que ce qui est recoupé.

Le principe d'inclusion : les fragments inclus dans une roche sont plus anciens que leur contenant. Le principe de continuité latérale : deux couches identiques entre même plancher et toit ont le même âge.

Logique simple : Ce qui est dessus est plus récent, ce qui est dedans est plus ancien !

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Fossiles et échelle des temps géologiques

Les fossiles facilitent les corrélations entre roches éloignées grâce au principe de superposition. Leur évolution permet de déterminer l'âge relatif des roches qui les contiennent.

L'échelle des temps géologiques se divise en trois grandes ères : Paléozoïque (ère primaire), Mésozoïque (ère secondaire) et Cénozoïque (ère tertiaire et quaternaire). Chaque ère comprend plusieurs systèmes comme le Cambrien, Jurassique, etc.

Cette échelle est ton outil de référence pour situer les événements géologiques dans le temps. Les fossiles caractéristiques de chaque période permettent de dater les roches avec précision.

Astuce mnémotechnique : Paléo = ancien, Méso = milieu, Céno = récent !

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Datation absolue et radiochronologie

La datation absolue ou radiochronologie se base sur la désintégration constante d'éléments radioactifs. C'est comme avoir une horloge atomique dans les roches !

La méthode utilise la quantité d'éléments père et fils présents dans une roche pour construire une droite isochrone. On date en réalité la fermeture du système, moment où il n'y a plus d'échanges avec l'extérieur.

Tu peux déterminer l'âge graphiquement (droite isochrone y=ax+b) ou mathématiquement avec la formule t = a/λ, où λ est la constante de désintégration donnée dans les exercices.

Point crucial : On ne date pas la formation de la roche, mais sa fermeture chimique !

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