Traces de l'histoire géologique

Le Passé Mouvementé de la Terre : Traces de Fragmentation Continentale,d'Océans Disparus et de Paléosubductions

Les géologues étudient la Terre en ne se limitant pas aux seules terres émergées. Ils reconstruisent l'histoire complexe des continents et des océansen analysant des vestiges géologiques et des indices dissimulés dans les roches. Cette approche permet de retracer les mouvements anciens et les transformations de notreplanète sur des millions d'années.

I. Les Traces de la Fragmentation Continentale et de l'Ouverture Océanique

La surface de la Terre n'est pas statique ; les continentsse sont fragmentés et des océans se sont ouverts, laissant des marqueurs géologiques distinctifs.

1. Les rifts continentaux : Lieux de fragmentation de la lithosphère continentale

Les rifts continentaux sont des zones où la lithosphère continentale s'étire et s'amincit. Ces processus préfigurent l'ouverture de nouveaux océans.

• Sismique réflexion : Cette technique révèle des structures profondes aux jonctions entre océans et continents, telles que les marges passives.
• Marges passives : Elles sont caractérisées par une sismicité faible et la présence de failles normales courbes (failles listriques). Ces failles délimitent des blocs basculés qui s'inclinent,formant des bassins dissymétriques.
• Sédiments associés :
  • Sédiments pré-rift : Déposés avant l'étirement et la formation du rift.
  • Sédiments syn-rift : S'accumulentpendant l'ouverture du rift. Leur répartition est en éventail en raison du basculement des blocs.
  • Sédiments post-rift : Déposés après la formation du rift et l'envahissement par l'eau marine lors de l'expansion océanique.
• Processus d'ouverture océanique : L'amincissement de la croûte continentale s'accompagne de l'apparition de fossés d'effondrement centraux. Ces fossés sont souvent associés à un volcanisme effusif,témoignant de la fusion partielle du manteau par décompression. Le refroidissement de la lave contribue à la formation de la croûte océanique, marquant le début de l'expansion océanique.

2. Les marges passives : Indices de distension

Les marges passives, comme celles bordant l'océan Atlantique, portent les empreintes de la distension (divergence).

• Des failles normales et des blocs basculés sont des vestiges de la fragmentation initiale avant l'accrétion océanique.
• L'étude de leurs structures (reliefs montagneux, failles listriques) rappelle un ancien prisme d'accrétion.
• Ces marges étaient auparavant des rifts continentaux, futurs axes de dorsales océaniques.

Évolution d'une marge passive :

1. Étape 1 : Sédimentation sur la croûte continentale stable (sédimentation anté-rift).
2. Étape 2 : Fracturation dela croûte continentale par des failles normales courbes (failles listriques) dans un contexte de tectonique en distension. La sédimentation (sédimentation syn-rift) s'effectue au fur et à mesure du basculement des blocs, créant des bassins dissymétriques.
3. Étape 3 : Arrêt du basculement des blocs et sédimentation en milieu marin (sédimentation post-rift), pendant la phase d'expansion océanique.

II. Les Traces d'un Océan Disparu

Certaines roches et structures géologiques témoignent de l'existence passée d'océans qui ont depuis été refermés.

1. Les ophiolites

Les ophiolites sont des fragmentsde lithosphère océanique qui ont été obductés sur les continents, échappant à la subduction. Le terme ophios signifie serpent, en référence à l'aspect des serpentinites, des péridotites métamorphisées.

• Composition type d'une ophiolite (de haut en bas) :
  • Basaltes en coussins (pillow-lavas) : Roches volcaniques microlitiques.
  • Basaltes en filon.
  • Gabbros : Roches plutoniques grenues.
  • Péridotites lithosphériques rigides : issues du manteau asthénosphérique par fusion partielle.
• Formation à la dorsale : La lithosphère océaniquese forme par accrétion au niveau des dorsales, via la remontée et le refroidissement du magma.
• Importance des ophiolites :
  • Elles sont des marqueurs directs de la présence d'anciens océans.
  • Leur présenceen altitude (ex: Alpes, 2500m) s'explique par l'obduction, un processus où la lithosphère océanique est charriée sur une lithosphère continentale, souvent lors de la fermeture océanique et avant la collision continentale.
  • Les ophiolites des Alpes (ex: Chenaillet) montrent qu'elles ont subi de l'hydrothermalisme et un métamorphisme (métabasaltes, métagabbros).
• La suture ophiolitique : Elle marque les zones de contact où d'anciens océans se sont refermés entre des blocs continentaux lors de collisions.

2. Les traces d'une paléosubduction : Le métamorphisme des roches océaniques

Les rochesde la croûte océanique subissent un métamorphisme par transformation minéralogique sous l'effet de la température, de la pression et de l'hydratation.

• Métamorphisme BPBT (Basse Pression Basse Température) :
  • Concerne les gabbros hydratés lors du refroidissement et de l'éloignement de la dorsale.
  • Donne des métagabbros à hornblende, actinote, chlorite.
  • Correspond au facièsdes schistes verts (minéral vert).
• Métamorphisme HPBT (Haute Pression Basse Température) :
  • Caractérise les roches plongeant dans une zone de subduction, où la pression augmente plusrapidement que la température.
  • Apparition de la glaucophane (minéral bleuté).
  • Correspond au faciès des schistes bleus (métagabbros à glaucophane).
• Métamorphisme de très haute pression et température (HP-HT) :
  • Lorsque la subduction se poursuit, pression et température augmentent encore.
  • Apparition de minéraux tels que le grenat, la jadéite et la coésite.
  • Correspond au faciès éclogitique (métagabbros à grenat et jadéite, éclogites).
• La coésite est une forme de quartz detrès haute pression et haute température. Sa présence dans des roches continentales (ex: Dora Maira dans les Alpes) est une preuve de subduction continentale puis d'exhumation, et marque la suture entre deux plaques.

Les Alpes : La présence de métagabbros à métamorphisme croissant d'Ouest en Est (schistes verts → schistes bleus → éclogites) indique une ancienne zone de subduction plongeant vers l'Est. Cela témoigne de la plongée de la plaque européenne sous la plaque africaine (Adriatique), prélude à la collision.

Fin de la subduction et collision : Lorsque l'océan est entièrement subduit, les deux lithosphères continentales entrent en collision (obduction). Il y a alors une "suture" des matériaux océaniques entre les lithosphères continentales, pouvant produire des ophiolites. La croûte continentale s'épaissit par empilement de nappes, formant une chaîne de montagnes.

III. Le Cycle de Wilson ou la Valse des Continents

Le géologue canadien John Tuzo Wilson a proposé un modèle cyclique pour l'évolution des continents.

Selon le cycle de Wilson, les continents se déplaceraient selon des cycles de 400 à 600 millions d'années.

1. Divergence : Dislocation d'un supercontinent par l'ouverture de domaines océaniques (formation de rifts et d'océans).
2. Convergence : Rapprochement des blocs continentaux par subduction des océans.
3. Collision : Formation d'un nouveau supercontinent par collision successive des blocs.

Supercontinents identifiés :

La paléogéographie permet de reconstituer la disposition des continents à différentes époques, montrant une alternance de périodes de convergence (formation de chaînes de montagnes) et de divergence (fragmentation et ouverture océanique).

Synthèse des Traces du Passé Mouvementé de la Terre

• La présence de rifts continentaux et de marges passives avec leurs sédiments caractéristiques (pré-rift, syn-rift, post-rift) témoigne de la fragmentation des continents.
• Les ophiolites (basaltes, gabbros, péridotites) représentent des fragments d'anciens planchers océaniques obductés, parfois au sommet de chaînes de montagnes, marquant la fermeture d'océans.
• Les différents faciès métamorphiques desgabbros (schistes verts, schistes bleus, éclogites) révèlent les conditions de pression et de température subies par les roches océaniques lors de la subduction.
• Des minéraux rares comme la coésite sont des indicateurs de très hautespressions, confirmant des phénomènes de subduction continentale.
• L'arrangement et l'âge des roches dans les chaînes de montagnes (par exemple, les Alpes) fournissent des preuves de paléosubductions et de collisions continentales.
• Le cycle de Wilson offre un cadre global pour comprendre la dynamique des plaques, avec des phases de formation et de dislocation de supercontinents.