Comprendre l’histoire géologique de la Terre

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Ce nouvel article vous propose de comprendre la géologie de la Terre, ainsi que la disposition actuelle des continents. Pour cela nous allons analyser la structure interne de la Terre, sa chronologie, puis différencier quatre phénomènes géodynamiques : expansion océaniquesubductioncollision, et érosion, qui constituent un cycle orogénique, c’est-à-dire un cycle correspondant à la formation, puis à la disparition d’une chaîne de montagnes.

Quelle est la structure interne de la Terre ?

Le sous-sol terrestre est constitué de plusieurs épaisseurs que nous allons décrire dans cette première partie, et dont voici un schéma, dont la description se trouve juste après.

La structure interne de la Terre est formée en 3 couches principales (noyau, manteau, croûte) comprenant :

  • Un noyau interne solide au centre de la Terre, et un noyau externe liquide (où des mouvements convectifs rapides sont à l’origine du champ magnétique terrestre ; si le noyau externe venait à se solidifier comme celui de la planète Mars, la Terre ne pourrait plus avoir de champ magnétique, et l’atmosphère pourrait disparaître, nous privant alors d’une protection contre les UV, contre le froid spatial, et contre une absence d’oxygène).
  • La séparation entre les deux noyaux est la discontinuité de Lehmann.
  • La séparation entre le noyau et le manteau est la discontinuité de Gutenberg.
  • Un manteau inférieur solide (responsable des points chauds, qui sont des volcans naissant dans le manteau, proche du noyau liquide), et un manteau supérieur ductile (comprenant l’asthénosphère et une partie de la lithosphère).
  • La séparation progressive entre les deux manteaux est la TZ (transition zone)
  • La séparation entre l’asthénosphère et la lithosphère est la LVZ (low velocity zone), et correspond à une isotherme de 1300°C
  • Une croûte océanique (avec une densité de 2,9) et une croûte continentale plus légère (avec une densité de 2,7), comprenant toutes les deux l’autre partie de la lithosphère).
  • La séparation entre manteau et croûte est la discontinuité de Moho.

différence entre lithosphère et asthénosphère

Qu’est-ce qui fait bouger les plaques tectoniques ?

Les plaques lithosphériques (océaniques et continentales) se déplacent de 2 à 3 centimètres par an en moyenne dans des directions différentes, entraînant alors la formation de zones de divergence (expansion océanique, débutant au niveau des rifts), de subduction (entre des plaques lithosphériques de densités différentes), de coulissage, et de collision (entre des plaques lithosphériques de même densité).

Le déplacement des plaques tectoniques est possible grâce au phénomène du « double tapis roulant », où les plaques lithosphériques sont portées par les mouvements de l’asthénosphère de part et d’autre des rifts (bassins d’effondrements, précédant les dorsales).

Mouvement des plaques lithosphériques, dorsales et fosses

Quelques exemples de dorsales (visibles sur la carte après ces exemples) :

Les dorsales se développent après la formation de rifts (bassins d’effondrements), aux frontières entre deux plaques lithosphériques divergentes.

  • La dorsale médio-atlantique (entre les plaques américaines et européennes/africaines), c’est une dorsale lente (2 cm par an)
  • La dorsale Est-Pacifique (entre la plaque pacifique et les plaques américaines), c’est une dorsale rapide (10 cm par an)
  • La dorsale d’Aden (entre les plaques africaine et arabique)
  • La dorsale de Carlsberg (entre les plaques africaine et indienne), c’est une dorsale lente (2 cm par an)

Quelques exemples de fosses :

Les fosses se développent au niveau de subduction, aux frontières entre deux plaques lithosphériques convergentes.

  • La fosse des Mariannes (entre les plaques pacifique (plongeante) et philippine), constituant le “Challenger Deep”, cad le point le plus profond jamais mesuré, 11 000m)
  • La fosse d’Atacama (entre les plaques pacifique (plongeante) et sud américaine)
  • La fosse Calypso (entre les plaques africaine (plongeante) et eurasienne, située dans la mer Ionienne au sud de la Grèce)

Une visualisation de la tectonique des plaques (avec une carte planisphérique, puis sphérique) pour une meilleure compréhension des phénomènes :

zones de convergence (rouge), zones de divergence (noir), zoom sur l’équateur en jaune (ci-dessous)

Gardez à l’esprit que la dorsale Est-Pacifique ci-dessus (à gauche) est une dorsale rapide (10 cm par an) ; dans la partie suivante, on s’intéresse à la formation actuelle des continents, et on remarquera la progression de cette dorsale à partir de 145 millions d’années (à partir du Crétacé).

Comprendre le passé pour comprendre le présent :

  • La naissance de l’Univers (Big Bang) s’est produite il y a 14 milliards d’années.
  • La Terre s’est formée il y a 4,5 milliards d’années (approximativement en même temps que le systeme solaire).
  • L’apparition de la tectonique des plaques s’est faite il y a 4 milliards d’années.

Jusqu’à 520 millions d’années, la tectonique des plaques a permis diverses formations, jusqu’à celle de la Pannotia, un supercontinent, où toutes les terres émergées étaient regroupées en un seul bloc.

  • Au Cambrien (520 – 480 Ma), la Pannotia (supercontinent) se forme, puis se divise.
  • Au Permien (300 – 250 Ma), la Pangée (supercontinent) se forme suite à la collision de l’Armorica, du Protogondwana et de la Laurussia (fragments issus de la Pannotia), donnant naissance à la chaîne montagneuse varisque (ou hercynienne). Aujourd’hui cette chaîne hercynienne est érodée, mais l’on trouve des témoins géologiques (roches métamorphiques et granites) en Bretagne (massif armoricain), dans le Var (Esterel), au Portugal et ouest de l’Espagne, et en Amérique du Nord (dans les Appalaches).
Chaîne hercynienne lors de la Pangée (280 Ma) et aujourd’hui
  • Au Trias (250 – 200 Ma), la Pangée se divise en deux continent, la Laurasie au nord et le Gondwana au sud.
  • Au Jurassique (200 – 145 Ma), l’Antarctique et l’Australie commencent à s’éloigner.
  • Au Crétacé (145 – 66 Ma), l’océan Atlantique se forme entre l’Afrique et l’Amérique.
  • Au Paléogène (66 – 23 Ma), les montagnes alpines se forment, et la plaque indienne entre en collision avec la plaque eurasienne, produisant ainsi l’Himalaya.

Quelles sont les grandes étapes de la vie sur Terre ?

  • Protérozoïque (2500 – 540 Ma) : Apparition des eucaryotes et algues
  • Cambrien (540 – 480 Ma) : Apparition des poissons et céphalopodes
  • Ordovicien (480 – 440 Ma) : Apparition des plantes terrestres
  • Silurien (440 – 420 Ma) : Poissons et plantes sortent de l’eau
  • Dévonien (420 – 360 Ma) : Apparition des insectes
  • Carbonifère (360 – 300 Ma) : Apparition des amphibiens et premiers reptiles
  • Permien (300 – 250 Ma) : Pangée
  • Trias (250 – 200 Ma) : Apparition des dinosaures
  • Jurassique (200 – 145 Ma) : Apparition des oiseaux et mammifères ovipares
  • Crétacé (145 – 66 Ma) : plantes à fleur, mammifères vivipares, primates et serpents
  • Fin du Crétacé (66 Ma) : Extinction des dinosaures
  • Paléogène (66 – 23 Ma) : Apparition des cétacés
  • Néogène (23 – 3 Ma) : Apparition de l’espèce humaine

Astuce :

On constate que depuis 540 Ma, de nombreuses périodes géologiques se sont écoulées. Pour mémoriser certaines d’entre elles (Cambrien, Carbonifère, Crétacé), voici une astuce :

Il suffit d’écrire (ou de penser) à trois “dates” assez simples à retenir, qui sont respectivement :

  • 520 Ma appartenant au Cambrien (540 – 480 Ma), poissons.
  • 320 Ma appartenant au Carbonifère (360 – 300 Ma), amphibiens.
  • 120 Ma appartenant au Crétacé (145 – 66 Ma), serpents.

Pour se souvenir que le Carbonifère correspond à l’apparition des amphibiens, il est possible de penser à la sonorité Carbo – Crapaud.

Et pour se souvenir que le Crétacé correspond à l’apparition des serpents, il est possible de penser à la sonorité finale de Créta – et au début de celle de Serpent.

Expansion océanique :

Comme nous l’avons précédemment vu, le déplacement des plaques tectoniques est possible grâce au phénomène du « double tapis roulant », où les plaques lithosphériques sont portées par les mouvements de l’asthénosphère de part et d’autre des rifts.

Voici un schéma pour comprendre la formation des rifts, puis des dorsales :

croûte continentale (rouge), manteau lithosphérique (bleu foncé), manteau asthénosphérique (jaune), sédiments (bleu clair), la limite entre le manteau asthénosphérique et lithosphérique est l’isotherme 1300°C

Les rifts sont des bassins d’effondrements (aussi appelés grabens) caractérisés par des failles, et sont le lieu d’une remontée du manteau (deuxième image du schéma). En effet, les réactions nucléaires qui se produisent dans les profondeurs du manteau créent de la chaleur, engendrant alors une remontées de matière chaude par convection, puis une déformation de la croûte continentale, faisant apparaître des failles listriques.

En remontant, le manteau asthénosphérique pousse le manteau lithosphérique à s’étirer et s’amincir, tandis que la croûte continentale se facture et un fossé d’effondrement se forme. Les eaux marines pénètrent ensuite dans la croûte océanique par les failles, puis envahissent le fossé d’effondrement.

Lorsque le manteau monte à son plus haut niveau (quatrième image du schéma), un magma apparaît dû à l’augmentation de température et une baisse de pression, engendrant alors une fusion partielle des péridotites (roches du manteau). La lave issue du magma au niveau du rift amorce alors la formation d’une nouvelle croûte océanique, et l’apparition d’une dorsale. En raison des hautes pressions, les éruptions au niveau des dorsales sont calmes et effusives.

Au fur et à mesure de l’éloignement de la lithosphère océanique, des sédiments s’accumulent dans les failles, l’épaisseur du nouveau manteau lithosphérique augmente, et la température diminue dû à l’échange thermique avec l’eau.

En s’éloignant de plus en plus de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et se densifie (dû au refroidissement et à l’hydratation des roches) jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère. Étant plus dense, la lithosphère finit par plonger dans l’asthénosphère, conduisant au phénomène de subduction. C’est ce phénomène qui explique pourquoi les lithosphères océaniques n’excèdent pas 200 millions d’années.

Quelques exemples de rifts continentaux :

  • rift en Afar (Ethiopie) et rift Est-Africain (actifs depuis 30 Ma)
  • rift Baïkal (actif depuis 25 Ma, situé en Sibérie)

Le lac Baïkal est un rift d’ouverture situé en Sibérie (le plus profond sur Terre, environ 1600 m), à la limite entre deux zones géologiques faisant partie de la plaque eurasienne, qui étaient autrefois disjointes (il y a 230 Ma). La déformation de la plaque eurasienne au niveau du lac Baïkal est due à une double pression (collision entre les plaques indienne et eurasienne (50 Ma), et l’enfoncement de la plaque océanique sous la plaque eurasienne). Le lac Baïkal continue à s’agrandir de quelques centimètres par an, séparant très lentement la masse continentale de la Sibérie de la chaîne de montagnes de la Mongolie.

Quelques exemples de rifts devenus océaniques :

  • rift de la mer Rouge (entre les plaques arabique et africaine, dont la dorsale s’ouvre à une vitesse moyenne de 2 cm par an)
  • rift du golfe de Suez
Rift de la mer Rouge, et rift est-africain

Quelques exemples de dorsales :

  • La dorsale d’Aden (entre les plaques africaine et arabique)
  • La dorsale de Carlsberg (entre les plaques africaine et indienne), c’est une dorsale lente (2 cm par an)
  • La dorsale médio-atlantique (entre les plaques américaines et européennes/africaines), c’est une dorsale lente (2 cm par an)
  • La dorsale Est-Pacifique (entre la plaque pacifique et les plaques américaines), c’est une dorsale rapide (10 cm par an)

Subduction :

La subduction est un phénomène géodynamique qui se produit à la frontière entre deux plaques lithosphériques de densités différentes (pouvant être entre deux plaques océaniques, ou entre une plaque océanique et continentale).

Avec l’éloignement de la lithosphère océanique de la zone d’accrétion (dorsale), les roches de la croûte océanique (basalte, gabbro) subissent des transformations chimiques dues à l’hydratation de la croûte océanique, conduisant à des roches métamorphiques hydrothermales (métagabbro schiste vert).

Puis, au niveau de la zone de subduction, les roches sont soumises à des pressions et températures croissantes, conduisant à la formation de nouvelles roches métamorphiques (métagabbro schiste bleu, puis éclogite).

A 100 km de profondeur, où la température est d’environ 100°C, la fusion partielle des péridotites (roches du manteau) n’est pas possible, mais lorsqu’elles sont hydratées, leur point de fusion est abaissé, et les péridotites hydratées peuvent subir une fusion partielle conduisant alors à la formation de magma.

Dans les zones de subduction, comme la cordillère des Andes, le Japon ou encore les arcs insulaires (Indonésie, Antilles), la remontée du magma conduit à d’autres types de roches, dans les plutons (magmas ayant été piégés en profondeur) de la croûte continentale (diorite et granodiorite (métamorphisme du granite)), et dans les cônes volcaniques (andésite et rhyolite).

Zoom sur les roches magmatiques (ignées) :

  • Les roches volcaniques sont issues d’un refroidissement rapide du magma, en surface. Leur structure est microlitique (cristaux non visibles à l’œil nu, roche aphanitique).
  • Les roches plutoniques sont issues d’un refroidissement lent du magma en profondeur. Leur structure est grenue (cristaux visibles à l’œil nu, roche phanéritique).

Voici une image afin d’illustrer la composition des différentes roches :

roche volcanique, et plutonique

Dans la liste suivante, les roches avec un / correspondent aux paires de roches volcaniques/roches plutoniques, ayant la même composition minéralogique.

  • Rhyolite/Granite : quartz, feldspath plagioclase (orthose)
  • Rhyodacite/Granodiorite : quartz, feldspath plagioclase (orthose)
  • Andésite/Diorite : feldspath plagioclase, amphibole (hornblende)
  • Basalte/Gabbro : feldspath plagioclase, pyroxène, olivine
  • Métagabbro schiste vert : feldspath plagioclase, chlorite (verte), amphibole (actinote)
  • Métagabbro schiste bleu : feldspath plagioclase, glaucophane (bleue)
  • Éclogite : pyroxène (jadéite), grenat
  • Péridotite : pyroxène, olivine

Les basaltes (en surface) et les gabbros (en-dessous) se trouvent dans la croûte océanique, tandis que les péridotites sont les roches plutoniques du manteau supérieur.

Les granites se trouvent dans la croûte continentale, et n’apparaissent en surface qu’après érosion des roches qui les recouvraient. Le nom granite vient de fait que cette roche plutonique est constituée de grains visibles à l’oeil nu.

Quelques exemples de gisements de granites (roche la plus répandue à la surface des continents) :

  • En France (Massif armoricain, Massif central, Massif du Sidobre (Tarn), Vosges)
  • Le Parc Yosemite (dans le massif montagneux du Sierra Nevada, aux Etats-Unis)
  • Le Parc national Torres del Paine (dans la cordillère des Andes, au Chili)
  • Le Parc national du mont Bukhansan (en Corée du Sud)
  • Le Parc national de Bald Rock (plus grand monolithe granitique d’Australie, et deuxième plus grand monolithe (après Uluru, aussi appelé Ayers Rock, qui est en grès)).
  • Le Parc d’Augrabies (en Afrique du Sud)

Collision :

La collision est un phénomène géodynamique entre des plaques lithosphériques continentales, intervenant après le phénomène de subduction d’une lithosphère océanique ayant fini par disparaître.

En effet, après la disparition de la lithosphère océanique, le phénomène de convergence continue et provoque la rencontre entre les deux lithosphères continentales, où une courte subduction entre elles se produit (descente jusqu’à 100 km de profondeur), suivi ensuite du phénomène de collision.

Les chaînes de montagnes sont caractérisées par des indices pétrographiques, notamment par des ophiolites ayant subi une obduction (phénomène géodynamique par lequel des fragments de croûte océanique (ophiolites), ayant échappé à la subduction, sont charriées (emportées, entraînées en altitude) sur la marge continentale ou l’arc insulaire). Les ophiolites sont composées d’un ensemble (stratifié) de plusieurs couches de roches magmatiques (péridotites, gabbros, basaltes) et sédimentaire (radiolarites).

Les chaînes de montagnes sont aussi caractérisées par des indices tectoniques, notamment par des structures géologiques typiques, comme les plis (anticlinaux et synclinaux), les failles inverses (en surface), ainsi que des nappes de charriages (couches de roches déplacées sur plusieurs kilomètres de distances).

Les deux marges en collision se déforment, se raccourcissent et s’épaississent, conduisant alors à un relief élevé en surface (partie visible de la chaîne de montagnes) et une racine crustale en profondeur (partie non visible), où la croûte peut atteindre 50 km d’épaisseur, contre les 30 km normalement.

Supplément pour une meilleure compréhension de la formation subtile des Alpes :

  • Au Trias (250 – 200 Ma), la Pangée se divise en deux continent, la Laurasie au nord et le Gondwana au sud.
  • Au Jurassique (200 – 145 Ma), naissance de l’océan Téthys alpine (océan alpin) entre la péninsule ibérique (en rose) et la plaque adriatique (en orange), aussi appelée plaque apulienne.
  • Au Crétacé (145 – 66 Ma), l’océan Atlantique se répand entre l’Afrique et l’Amérique.
  • Au Paléogène (66 – 23 Ma), les montagnes alpines se forment, conduisant à la disparition de l’océan alpin.

Un autre exemple plus simple, est celui de la formation de l’Himalaya :

Au Paléogène (66 – 23 Ma), la plaque indienne entre en collision avec la plaque eurasienne, produisant ainsi l’Himalaya, qui traverse cinq pays (Bhoutan, Inde, Népal, Chine et Pakistan), et abrite les plus hauts sommets sur Terre, dont le mont Everest.

Aujourd’hui encore, la plaque indienne continue à avancer à une vitesse de 5 cm par an, s’enfonçant sous la plaque eurasienne et provoquant ainsi l’élévation de l’Himalaya et du plateau tibétain.

Disparition des montagnes :

La disparition des montagnes (comme le massif armoricain issu de l’ancienne chaîne hercynienne lors de la Pangée, il y a 300 Ma) est due à l’érosion, compensée par un rééquilibrage isostatique.

L’érosion comprend deux phénomènes successifs, dont l’altération physique (après le ruissellement de l’eau et de la pluie, les roches se fissurent (diaclase) et finissent par se casser), et l’altération chimique (où une hydrolyse des roches se produit dans les diaclases). Les roches fragmentées sont ensuite déplacées vers les océans par les ruissellements.

Le phénomène d’équilibrage isostatique intervient ensuite, en effet, l’érosion fait perdre de la masse aux montagnes, ainsi la croûte continentale s’enfonce moins dans l’asthénosphère, et la lithosphère remonte alors progressivement.

L’état initial des croûtes continentales correspond à l’équilibre isostatique (ou isostasie), où la lithosphère rigide (en équilibre sur l’asthénosphère ductile) est soumise à une même pression sur toute sa longueur, et où les excès de masse en surface (comme les montagnes) sont compensés par des déficits de masse en profondeur (racines crustales, que l’on voit dans l’illustration ci-dessous).

Marron clair (croûte), marron foncé (manteau)

Bilan :

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