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Une brêve histoire de la planète terre - > Tous les articles

L'UNIVERS: 13.7 Ga* années  (Ga* = milliard)
 

 L'Univers est l'ensemble régi par un certain nombre de lois de tout ce qui existe: le temps, l'espace, l'énergie, la matière (étoiles, planètes, gaz, poussières, ...). L'origine de l'Univers est inconnue.
Les astrophysiciens expliquent l'origine de l'Univers par un évènement qui   décrit le mieux pour le moment, sans que cela préjuge de l’existence d’un « instant initial » ou d’un commencement à son histoire : la théorie* du Big Bang.
L'âge de l'Univers est fixé à 13,7 milliards d'années avec une incertitude de + ou - 0,2 milliards d'années en l'état actuel des recherches.

 

Image del'Univers - fotolia

                                                       Image de l'Univers vu depuis la planète Terre.

A titre d'exemple, on peut citer la Terre notre planète qui gravite autour du Soleil, les  planètes Mercure, Vénus, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus, Neptune, les cent soixante quinze satellites et les milliards de petits corps célestes (astéroïdes, comètes, poussières...)  tournoyant autour du soleil. L'ensemble de ces corps célestes composent le système solaire. Le système solaire est lui-même situé dans la Voie Lactée, notre galaxie qui fait partie d' un ensemble encore plus grand composé de milliards de galaxies. Toute cette matière visible et non visible compose : l'Univers.

      

La théorie du Big Bang - L'expansion de l'Univers - Des atomes aux galaxies.

La théorie du Big Bang est un ensemble d'explications, un modèle théorique* utilisé en cosmologie* pour décrire la formation de l'Univers. La théorie du Big Bang privilégie l'existence d'une phase* infiniment dense et très chaude, très brève durant laquelle l'Univers infiniment petit aurait grandi de façon exponentielle et rapide pour former dès les premiers instants de son refroidissement les particules élémentaires puis les atomes et l'ensemble de la matière première qui a donné naissance aux nébuleuses, aux galaxies*, aux étoiles, aux nuages interstellaires et à tous les corps célestes  qui nous entourent. L'Univers est en constante expansion. L'expansion de l'Univers qui continue encore aujourd'hui s'est faite à des rythmes variables. 

Un modèle théorique* est la représentation théorique d’un ensemble ou système complexe, il s'agit ici de la représentation théorique de l'Univers. 
La cosmologie* est la branche de l'astrophysique qui étudie l'origine, la nature, la structure et l'évolution de l'Univers.
Phase* :  Le mot phase est utilisé en sciences pour désigner l'état d'un phénomène, pendant une période ou à un instant donné.
Une galaxie* est un assemblage de matière noire, de gaz (hydrogène, hélium), de poussières et d'étoiles dont la cohésion est assurée par la gravitation. Il existe plusieurs milliards de galaxies dans l'Univers. Notre galaxie porte le nom de Voie Lactée.  Elle contient 200 milliards d'étoiles.

 

 

Galaxie Andromeda - Image fotolia pour maquette.

Image de la Galaxie d'Andromède, galaxie spirale la plus proche de la Voie lactée. Assemblage d'étoiles, de gaz, de poussières, ...,  elle est visible à l'œil nu depuis la Terre.  

 

 Les étapes de l'histoire de l'Univers: du Big Bang à la nébuleuse pré-solaire.
 

La physique décrit l'Univers de l'infiniment petit à l'infiniment grand, la formation des particules élémentaires et des éléments chimiques qui constituent la matière par l'interaction de quatre grandes forces: la force nucléaire forte, la force nucléaire faible, la force électromagnétique et la  force gravitationnelle (ou gravité). Les données de physique théorique permettent de découper les premiers instants de l'histoire de l'Univers en quatre ères caractérisées chacune par un état de la matière et des rayonnements.

  • Ère de Planck (10-43 secondes)
    L'ère de Planck commence après le Big Bang et se termine à 10-43 secondes (1 seconde divisée par un nombre à 43 zéros). La température est alors de 1032 degrés Kelvin (0°K = -273°C).
    En 1900, Max Planck physicien allemand (1858 - 1947) émet la théorie d'une limite pour décrire l'univers, comme un mur. On l'appelle « Le mur de Planck » et cette période « ère de Planck ».
    On suppose que c'est durant l'ère de Planck que les quatre forces (force électromagnétique, force nucléaire forte, force nucléaire faible et gravité) étaient unifiées, elles s'appliquaient en même temps.
    La physique actuelle ne sait pas expliquer comment les quatre forces fondamentales interagissaient entre elles. D’où, une théorie qui unifie ces 4 forces pour décrire cette période de l'évolution de l'Univers a été nécessaire.
  • L'ère de la grande Unification (10-43  à 10-38 secondes) - L'Univers grandit de façon exponentielle -Les particules élémentaires (quarks, électrons).
    L'ère de la grande unification correspond à la séparation de la gravité des trois autres forces (force nucléaire forte, force nucléaire faible et force électromagnétique), toutes trois regroupées à cet instant sous le nom de force de la Grande Théorie d'Unification (force GUT).
    A 10-38 secondes, l'Univers s'est refroidit à (1029 K) et la force GUT se scinde à son tour en deux forces: force nucléaire forte et force électrofaible. La force électrofaible regroupe la force nucléaire faible et la force électromagnétique. L'énergie libérée fait grandir l'Univers de façon exponentielle, son volume augmente d'un facteur 1050 . L'Univers est à ce stade une "soupe" de particules élémentaires (quarks, électrons) et de radiations.
      
  • L'ère de l'interaction électrofaible (10-38  à 10-10 secondes) - Formation des protons et des neutrons.
    Les quarks se lient par trois pour former des protons et des neutrons regroupés sous le nom de nucléons. 
    A 10-10 secondes, l'Univers s'est refroidit (1015 K) et l'interaction électromagnétique se sépare de l'interaction nucléaire faible.
  • L'ère de la nucléosynthèse primordiale (10-3 secondes à 3 minutes) - Formation des premiers noyaux atomiques légers H (hydrogène), He (Hélium), ...
    A 10-3 secondes, l'Univers s'est refroidit (1012 K) - Les 4 interactions sont maintenant séparées. La formation de premiers noyaux atomiques légers à partir des protons et neutrons commence, c'est l'ère de la nucléosynthèse primordiale. Pendant cette période les protons et les neutrons sont unis par la force nucléaire forte pour former les premiers noyaux atomiques légers: d'hydrogène (1 proton), de deutérium (association d’un proton et d’un neutron),  de tritium (deux neutron et un proton), d'hélium-3, d'hélium-4  (association de deux protons et de deux neutrons), de lithium-7.
    À la fin de « l’Ère de la nucléosynthèse primordiale », l'Univers âgé de 3 minutes est formé de matière composée pour 75 % de noyaux d'hydrogène et pour 25 % de noyaux d'hélium, avec à l'état de traces quelques noyaux de deutérium, d'hélium-3 et de lithium 7.
  • 3 minutes à  380 000 ans - Formation des premiers atomes légers H (hydrogène), He (Hélium)
    L'Univers s'est fortement refroidit (3000 K),  cette température permet aux électrons libres de  se lier aux noyaux atomiques pour former les premiers atomes légers: atomes d'hydrogène (1 proton et 1 électron) et atomes d'hélium (2 protons, 2 neutrons, 2 électrons).
    L'Univers devient transparent.
  • Vers 200 millions d'années après le Big-Bang, les premières étoiles se forment. Elles vont générer les atomes de masse atomique croissante du carbone au fer. C'est la Nucléosynthèse stellaire
    Dans l'Univers en expansion, se forme des nébuleuses.  Les nébuleuses sont des nuages de gaz et de poussières. Dans ces nuages à forte proportion d'hydrogène apparaissent des zones très denses et très chaudes, dans lesquelles les atomes d'hydrogène soumis par gravitation à une température et pression très élevée fusionnent entre-eux pour donner des atomes d'hélium,  le cœur des premières étoiles se forme, le rayonnement est intense, on dit que l'étoile s'allume. Elle brille.
    Certaines étoiles sont petites, d'autres massives. Leur durée de vie dépend de leur masse. Après la fusion de l'hydrogène et la formation de l'hélium, les étoiles vont générer en leur cœur au cours de leur évolution, de leur vie, par fusion nucléaire les atomes de masse atomique croissante du carbone au fer tels: l’azote, l’oxygène, le sodium, le magnésium, l'aluminium, le silicium, le potassium, le calcium,  ... C'est la nucléosynthèse stellaire
    Lors de la mort des étoiles, tous les éléments atomiques formés sont expulsés vers les nuages interstellaires où ils vont se recombiner. Chaque étoile contribue à l'enrichissement de l'Univers et à la création de nouvelles étoiles. Au cours de cette réaction thermonucléaire, les matériaux qui entourent le cœur de l'étoile sont expulsés dans l'Univers. Ils vont former des nébuleuses stellaires qui contiennent tous les éléments nécessaires à la formation des étoiles de 2ème puis de 3 ème génération. Le soleil est une étoile de 3ème génération.
  •  Formation des éléments atomiques de masse atomique plus lourds que le fer
    Les étoiles massives ont une durée de vie relativement courte. Elles disparaissent dans une gigantesque explosion en supernova*, visible par l'émission d'un flash lumineux atteignant  des luminosités 10 milliards de fois plus  intense que celle du Soleil. Une supernova génère les éléments atomiques de masse atomique plus lourds que le fer dont l'uranium-238. Lors de son explosion, la supernova expulse les éléments atomiques générés dans le milieu interstellaire. Cet assemblage de gaz, de matière interstellaire et d'étoiles distribués dans l'Univers va enrichir les galaxies. La supernova à l'origine de la formation du Soleil aurait généré et expulsé des éléments radioactifs à courte durée de vie comme l'aluminium-26, qui se désintégrera en magnésium-26.
     
  • Après 1 milliard d'années apparaissent les premières galaxies.
    Les premières galaxies ou galaxies primordiales ou proto-galaxies ont pour origine la concentration par gravitation après 380 000 ans de particules élémentaires (protons, neutrons, électrons, atomes d'hydrogène et d'hélium) à l'intérieur de halos de matière noire.
    Puis la galaxie primordiale va au cours du temps: s'enrichir de gaz, de matières interstellaires, d'étoiles, rencontrer d'autres galaxies, fusionner avec ces galaxies et évoluer pendant dix milliards d'années jusqu'aux structures galactiques que nous observons aujourd'hui. 
    Une galaxie est un assemblage de milliards d'étoiles, de gaz, de poussières et de matière noire. Les galaxies sont sans cesse en mouvement. Elles se rapprochent, entrent en collision  ou s'éloignent les unes des autres, d'autres se regroupent en amas et super-amas de galaxies. L'Univers est composé de milliards de galaxies. On distingue trois types de galaxies: les spirales, les elliptiques et les irrégulières
    Les galaxies spirales ont souvent la forme d'un disque en rotation autour de son centre, le centre galactique. Le centre galactique (noyau) est entouré par un bulbe galactique Le bulbe galactique est une zone lumineuse et relativement dense composée de vieilles étoiles riches en métaux. Du bulbe galactique partent plusieurs bras spiralés. Ces bras sont composés d'étoiles et d'un mélange de gaz et de poussières renfermant les matières premières permettant la formation de nouvelles étoiles. Ces lieux sont des pouponnières d'étoiles. Comme la densité de matière est élevée dans les bras, le gaz interstellaire s’y trouve comprimé, ce qui provoque l’effondrement de nuages moléculaires et la formation d’étoiles massives et brillantes. Les étoiles massives achèvent leur existence par de formidables explosions en supernova qui peuvent déclencher l’effondrement de nuages moléculaires et donc la formation de nouvelles étoiles.
    Notre galaxie est une galaxie de type spirale, elle porte le nom de Voie Lactée.   La Voie Lactée est une galaxie spirale formée de plusieurs bras. Le système solaire se trouve dans le prolongement d'un de ces bras: le bras d'Orion. Le bras d'Orion rassemble des nuages moléculaires (mélange de gaz et de poussières) et des étoiles de premières et secondes générations dont certaines massives ont disparues en supernova.
  • 4.568 milliards d'années après le Big-Bang, naissance  dans le bras d'Orion de la nébuleuse protosolaire, du proto-soleil, du soleil et du disque protoplanétaire
    Il y a 4.568 milliards d'années, dans un nuage moléculaire géant du bras d'Orion enrichi par des étoiles en fer-60 est née une étoile massive de deuxième génération appelée Coatlicue*
    Cette étoile aurait fini son existence en supernova dans une gigantesque explosion dont l’onde de choc serait à l'origine de l’effondrement gravitationnel* d’une portion du nuage moléculaire géant qu'elle habitait. C'est dans cette portion de nébuleuse moléculaire que se formera le système solaire d'où son nom de : nébuleuse protosolaire ou  simplement de  nébuleuse solaire.
    Dès le début de ce processus se serait formé simultanément dans la nébuleuse protosolaire, une partie plus dense: germe d'une proto-étoile de taille moyenne appelée  proto-soleil* et  un disque de gaz et de poussières appelé disque protoplanétaire tournoyant autour de cette proto-étoile.
    Dans cet environnement, des interactions magnétiques s'établissent et génèrent localement des températures très  élevées. gaz et poussières se transforment; des minéraux apparaissent par condensation, les plus réfractaires au plus près de la proto-étoile, les moins réfractaires dans les régions plus éloignées éloignées. Après plusieurs milliers d'années,  la densité et la température vont devenir suffisamment élevées au cœur de la nébuleuse solaire pour que des réactions de fusion nucléaire se déclenchent, les noyaux d’hydrogène fusionnent pour donner de l'hélium, le rayonnement est intense: la proto-étoile* devient une étoile: l'étoile Soleil entourée d'un disque de gaz et de poussières : le disque protoplanétaire 

 

Les étoiles* se forment par effondrement gravitationnel local de nuages de gaz composés d'hydrogène et d'hélium et de poussières.
Gravitationnel*. La force gravitationnelle (ou gravité) est l'une des quatre interactions fondamentales qui régissent l'Univers. La gravitation est l'interaction physique responsable de l'attraction mutuelle s'exerçant entre deux corps possédant une masse.
Supernova *: Une supernova correspond à la disparition d'une étoile super massive qui s’effondre sur elle-même en quelques millisecondes et génère des éléments beaucoup plus lourds que le fer, dont l’uranium.. C'est l'ensemble des phénomènes conséquents à l'explosion d'une étoile. Lors de son explosion en supernova, l'étoile libère et diffuse les éléments chimiques qu'elle a synthétisés au cours de son existence et pendant l'explosion même, dans le milieu interstellaire pour former une nébuleuse.
Coatlicue*: étoile mère du soleil dans la cosmologie aztèque.
Effondrement gravitationnel*  est la contraction d'un corps massif sous l'effet de sa propre attraction gravitationnelle. Les étoiles se forment à partir d'un nuage de gaz et de poussières dont la partie centrale s'effondre sur elle-même par gravité. Puis, la rotation s'accélère à l'intérieur de la nébuleuse résiduelle, la matière se condense éventuellement en un ou plusieurs disques qui vont donner naissance aux planètes. Les astronomes parlent de disque protoplanétaire*.
Proto-étoile*: Astre en forme de boule constitué de gaz principalement d'hydrogène. La proto-étoile deviendra étoile lorsque les réactions de fusion nucléaire de l'hydrogène auront commencé. future étoile. Le  Proto-soleil* deviendra l'étoile:  Soleil.

Nébuleuse du Crabe - Wikipédia - NASA, ESA, J. Hester and A. Loll (Arizona State University) — HubbleSite: gallery, release.

                  Image d'une nébuleuse : ici la nébuleuse du Crabe rémanent de la supernova de1054 -
                 Photo NASA, ESA, J. Hester and A. Loll (Arizona State University) — HubbleSite: gallery, release.

La nébuleuse du Crabe est constituée des débris (gaz, poussières, ...) éjectés lors de l'explosion de la supernova de 1054 dénomée SN 1054. Elle s'étend sur une distance de six années-lumière. L'explosion de la supernova a eu lieu,  il y a environ un millénaire, en 1054. Les filaments oranges sont les restes en lambeaux de l'étoile et se composent principalement d'hydrogène.  Les couleurs de l'image indiquent les différents éléments qui ont été expulsé lors de l'explosion. Le bleu dans les filaments de la partie extérieure de la nébuleuse représente l'oxygène neutre, le vert est le souffre ionisé I, et le rouge indique l'oxygène ionisé II. (Image et texte sont extraits de  Wikipédia article SN 1054)

 
 

NAISSANCE DU SYSTÈME SOLAIRE: 4.568 Ga

Formation du soleil et du système solaire

On date la "naissance" du système solaire  et du Soleil  à 4.568 milliards d'années (Ga) avec une approximation de plus ou moins 3 millions d'années (Ma). Comment cela s'est-il passé ?

Le soleil est une étoile de taille moyenne située dans un bras secondaire (le bras d’Orion) de notre galaxie, la voie Lactée. La formation d’une étoile suit l’effondrement gravitaire local d’un nuage interstellaire ; ce processus est déclenché par une onde de choc qui est due à l’explosion d’une supernova dans un environnement proche.

Il y a 4.568 milliards d'années dans un nuage moléculaire géant du bras d'Orion nait une première génération d'étoiles. Certaines de ces étoiles sont massives et explosent en supernova et dispersent dans leur environnement du fer-60  qui va enrichir les milieux interstellaires. D'autres étoiles vont générés de l'aluminium-26. c'est dans cet environnement enrichi en fer-60 et aluminium-26 que va naitre par effondrement gravitationnel* une proto-étoile appelée Proto-soleil entourée par  un disque de gaz et de poussières appelé disque protoplanétaire.

Au cœur du Proto-soleil, la température est si élevée que son hydrogène va fusionner. Des réactions thermonucléaires se produisent, le proto-soleil devient l'étoile Soleil. Le Soleil atteint sa séquence principale, son stade d'équilibre après un milliard d’années. Parallèlement, dans le disque protoplanétaire, depuis l'effondrement en présence d'interactions magnétiques et de températures très élevées, les gaz et les poussières présents tournoient autour de la jeune étoile et se transforment; des minéraux apparaissent par condensation*. La période de condensation va durer environ deux millions d'années. Les premiers corps solides du  système solaire se constituent, leur taille varie de quelques millimètres à quelques centimètres. Puis après quelques millions d'années par accrétion*, ces poussières vont former des cailloux, puis des planétésimaux* de quelques dizaines à centaines de kilomètres, lesquels en s’agrégeant vont progressivement donné naissance aux planètes du système solaire*, à leurs satellites, aux astéroïdes et aux comètes. (Voir ci-dessous les rubriques: Mécanisme de condensation des solides à partir des gaz ? et Comment se forment les planètes dans le disque protoplanétaire ? Le phénomène d'accrétion des particules solides.)

Lorsque le Soleil a atteint sa séquence principale après un milliard d’années, la planète Terre existe  déjà depuis 900 millions d’années. Elle commence son histoire archéenne. La Terre est une planète tellurique, c'est à dire essentiellement rocheuse. 

La condensation* est un mécanisme complexe .... La condensation décrit le phénomène physique du passage d'un gaz à un état solide. Par abus de langage, la condensation désigne aussi le passage d'un gaz à l'état liquide, mais le terme exact dans ce cas est liquéfaction.
Accrétion*: agrégation. Augmentation de volume d'un corps par adjonction de matière extérieure.
Planétésimaux*: Un planétésimal est un astre solide d'un diamètre de quelques dizaines à  quelques centaines de kilomètres, formé dans le disque protoplanétaire d'une jeune étoile (ici le Soleil) qui peut entrer dans la formation d'une planète. [ Définition  livre : Terre histoire de notre planète - Michel Joye- Éditions: Presses polytechniques et universitaires romandes] - Autres définition: Corps célestes constitués dans le disque protoplanétaire. Les planètes et les astéroïdes en font partie.
Le système solaire* Notre système solaire est composé du Soleil,des planètes, satellites, astéroïdes comètes et tout un assortiment de débris laissés au moment de sa formation. Il s'est constitué à partir de la rotation d'un nuage de gaz interstellaires et de poussière - nébuleuse solaire - vestiges de deux générations d'étoiles. (Extrait du livre:  Roches et minéraux du monde , Ronald L. Bonewitz , Éditions Delachaux et Niestlé, 2005)

 

Mécanisme de condensation des solides à partir des gaz ?

Dans le disque protoplanétaire, la condensation des solides à partir des gaz varie selon les conditions de température et de pression. La température de condensation est d'autant plus élevée que la pression est forte.

Dans son livre, "La naissance de la Terre" Alain Meunier établit la formation des composés minéraux comme suit dans le disque protoplanétaire :

- Au plus prés du proto-Soleil, se trouve les composés réfractaires (silicates de calcium et d'aluminium) appelés CAI qui cristallisent à des températures supérieures à 1500 K.

- Puis viennent les métaux (fer et nickel), et les silicates de magnésium (olivine, pyroxène) entre 1200 et 1400 K, 

- et enfin les feldspaths vers1000 K.
Ce sont tous les composés anhydres (ils ne contiennent pas d'eau).

Au-delà, le relais est pris par des minéraux qui contiennent des radicaux OH dans leur structure (composés hydroxylés). Ils ont donc eu besoin d'eau pour se former. Ce sont d'abord les amphiboles, puis les serpentines qui apparaissent lorsque la température est inférieure à 500 K (227 °C) et finalement, la glace d'eau en dessous de 250 K (- 23 °C),

C'est à partir de ces composés que se sont construits dans le disque protoplanétaire: les planétésimaux, les planètes, les astéroïdes, les comètes*...

 Comète*: astre formé de glaces et de poussières.

 

(Ci-dessous schéma du système solaire aujourd'hui: le proto-soleil est devenu l'étoile soleil et  les  planètes se sont formées autour du  Soleil dans le disque protoplanétaire)

Systëme solaire et disque protoplanétaire

Image du système solaire actuel : le soleil et son disque protoplanétaire formé de planètes et de ceintures d'atéroïdes.

 

Comment se forment les planètes dans le disque protoplanétaire ? Le phénomène d'accrétion des particules solides.

Dans le disque protoplanétaire sous l'effet de différentes forces, les poussières condensées se heurtent, acquièrent des charges électriques qui les attirent les unes vers les autres, s'attachent les unes aux autres et forment des agrégats, qui vont à leur tour grossir et former des corps célestes de taille plus importante. C'est le  phénomène d'accrétion.

Quand la masse de ces corps est suffisamment grande, l'attraction gravitaire supplante la force électrostatique. Le processus d'accrétion s'accélère. Les corps continuent de tournoyer autour du proto-Soleil, attirent poussières et gaz présents dans le disque protoplanétaire , ils deviennent de plus en plus gros, et forment au bout cent mille ans des planétésimaux rocheux ou morceaux de planètes de dimensions allant de quelques dizaines de mètres à quelques centaines de kilomètres de diamètres. Le planétésimaux entrent en collision à leur tour, libèrent de l'énergie et forment progressivement les protoplanètes. C'est le phénomène d'accrétion, ou de croissance des planètes. Au bout de 40 millions d'années, 99% de la Terre sera ainsi accrétée. (Accrétion terrestre *)

Certains planétésimaux appelés astéroïdes ou comètes ne vont pas pouvoir être accrétés pour former des planètes. Regroupés ils forment une ceinture d'astéroïdes entre Mars et Jupiter et au de là de Neptune une ceinture de comètes appelée ceinture de Kuiper (voir schéma ci-dessus du système solaire actuel). Les astéroïdes et les comètes gardent la composition des premiers éléments de la nébuleuse solaire, ils sont la matière primitive des planètes et du système solaire. Un astéroïde qui tombe sur Terre est appelé: une météorite.  L’étude de la composition chimique et isotopique de différentes météorites récoltées sur Terre, composées de cette matière primitive a permis de comprendre comment le noyau, le manteau et la croûte terrestre se sont peu à peu séparés (différenciés*) mais aussi de dater les grandes étapes de la formation de notre planète. La matière primitive de la proto-Terre semble avoir été formée à partir de corps célestes dont la composition est proche de celle de certaines météorites comme les chondrites à enstatite  et les chondrites carbonées. (voir ci-dessous).  

Les météorites

Il existe trois types de météorites: les météorites pierreuses (chondrites et achondrites) (94.5 %), les météorites ferreuses ( 4.5 %) et les météorites pierreuses-ferreuses (1%)

Les météorites pierreuses
Elles sont de deux sortes: les chondrites et les achondrites

- Les chondrites représentent 86.5 % des météorites qui arrivent sur la Terre. Les chondrites  se sont cristallisées il y a 4.568 Ga dans la nébuleuse solaire lors de la formation du système solaire. Elles sont  composées d’inclusions réfractaires CAI riches en aluminium et en calcium (silicates d'aluminium et de calcium) et de chondres constituées de magnésium (Olivine et pyroxène) liés par une matrice composée d'argile, d'olivine, de fer métal et de carbone selon le type de chondrite. Les chondrites sont le matériau le plus primitif du système solaire.
La caractéristique des chondrites est de contenir des chondres. Les chondres sont des petites billes de silicates et de métal de quelques centaines de microns à  quelques millimètres,  composées de minéraux d'olivine, de  pyroxène, et de verre.  Ces billes sont  noyés dans l'agrégat formé lors de la condensation de la nébuleuse solaire. (voir image ci-dessous , image : fragment de la météorite Allende)
Les chondrites proviennent d'astéroïdes non différenciés.  Les chondrites ont été classées en fonction de leur richesse en fer,  carbone et minéraux silicatés. Les chondrites se répartissent entre: chondrites ordinaires ( elles proviennent d’astéroïdes riches en silicates sans carbone), chondrites carbonées (elles proviennent d’astéroïdes riches en carbone) et chondrites à enstatites (composées de fer natif et éléments silicatés). Terre, Soleil et chondrites ont la même origine.
La Terre apparaît comme une gigantesque chondrite à entastite qui aurait fondu et un mécanisme de différenciation* aurait donné naissance aux différentes enveloppes de la Terre: noyau de fer, manteau supérieur constitué de péridotites qui sont des roches ultrabasiques, composées de trois minéraux du groupe des silicates: l'olivine, le pyroxène et le grenat et une croûte terrestre silicatée.

- Les achondrites représentent 8 % des météorites. Elles proviennent de la partie rocheuse (croûte ou manteau) d'astéroïdes différenciés. Ces astéroïdes ont fondu lors de leur formation. Au cours de cette fusion, le fer métallique plus dense a migré vers le centre du corps. Un noyau de fer métallique s'est formé entouré d'un manteau et d'une croûte rocheuse. (Voir ci-dessous définition: mécanisme de différenciation*)
Les achondrites sont de plusieurs types et chacune a la composition chimique d'une des enveloppes de la Terre (croûte, manteau, interface noyau/manteau ou noyau). Leur formation est 20 à 50 Ma plus récente que celle des chondrites.

Les météorites ferreuses
Elles sont constituées de fer mêlé à une quantité variable de nickel. Elles proviendraient de fusions locales dues à un impact.

Les météorites pierreuses-ferreuses (ou mixtes)
Elles sont composés d'un mélange de fer et de silicates.  Elles portent le nom de météorites pallasites ou de météorites mésosidérites.
 Les pallasites sont des météorites composées de cristaux d'olivine inclus dans une matrice de fer-nickel. Associés lors de collisions, ces composants proviendraient de la marge du noyau de fer d'un astéroïde et du manteau de silicate d'un autre astéroïde .

 
Fragment de la météorite Allende. Auteur : Shiny Things — originally posted to Flickr as AMNH - image Wikipédia

                  Fragment de la météorite Allende. Météorite de type chondrite - Les chondres (formes circulaires) sont bien visibles dans l'amalgame.

Accrétion terrestre *: formation de la terre à partir d'un noyau primitif par l'agglomération par l'attraction newtonienne de météorites, d'astéroïdes, de planétésimaux...On suppose que les corps d'accrétion sont entrés en collision à l'état fondu.
Différenciés* - Mécanisme de différenciation* Les matériaux constitutifs de la terre (fer et silicates) vont se classer par densité sous l'effet de la gravitation. Par gravitation, les matériaux les plus lourds (fer, nickel) vont s'accumuler vers le centre et former le noyau , les matériaux plus légers les silicates vont entourer le noyau et former le manteau silicaté. Le processus de séparation manteau silicaté du noyau métallique porte le nom la différenciation. Le refroidissement de la surface donne ensuite lieu à la formation de la croûte solide. La séparation manteau/noyau suppose que la chaleur est suffisante pour déclencher la fusion et permettre la migration de ces matériaux.

 

 

LA PLANÈTE TERRE 4.568 Ga

L'histoire de la planète Terre est liée comme nous venons de le voir à celle du système solaire, tant pour son origine que pour sa composition. La Terre a commencé à se former il y a 4.568 ± 0.003 Ga. Comme les autres planètes du système solaire, elle s'est formée par condensation des gaz et accrétion (agglomération) des particules solides (poussières, ...) tournoyant autour du soleil dans  le disque protoplanétaire.
Quatre grandes périodes géologiques appelées éons décrivent son évolution, elles se nomment respectivement: l'Hadéen, l'Archéen, le Protérozoïque et le Phanérozoïque. L'Hadéen, l'Archéen et  le Protérozoïque sont couramment regroupées au sein d'un super-éon appelé: le Précambrien. Le Précambrien commence par la période d'accrétion de la Terre il y a 4,568 milliards d’années, et s'achève, il y a 544 millions d’années.  Le Phanérozoïque va de l'ère* Paléozoïque  qui démarre il y a 544 Ma jusqu'à l'ère quaternaire, ère dans laquelle nous vivons. 

Le Précambrien (4,568 Ga à 544 Ma), première grande période géologique de l'histoire de la Terre   se divise en trois longues périodes géologiques appelées: éons:

  • l'Hadéen (4,568 à 4 milliards d’années) ;
  • l'Archéen (4 à 2,5 milliards d’années) ;
  • le Protérozoïque (2,5 milliards d’années à 544 millions d’années).
     le Protérozoïque est lui-même divisé en trois ères : le Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga), le Mésoprotérozoïque (1.6 à 0.9Ga) et le Néoprotérozoïque (900 à 544 Ma).

 

L'HADÉEN (4.568 Ga à 4 Ga).

Structure de la Terre vers 4.468 Ga à l'Hadéen -

                                                              Image de la Terre à l'Hadéen vers 4.468 Ga.
                         La croûte terrestre primitive recouvre l'océan magmatique. Le manteau solide se forme en profondeur.

L'Hadéen est la division la plus ancienne des temps géologiques, on considère le début de l'Hadéen comme le point zéro de la formation du système solaire et de la Terre. L'Hadéen s'étend donc de 4.568 Ga jusqu'à 4 milliards d'années. 
 Le nom:  Hadéen est une référence à Hadès : le dieu grec des enfers. De cette époque très lointaine, il n'existe à l'heure actuelle pratiquement plus aucune roche à la surface du globe. Au début de l'Hadéen, seules les inclusions de CAI existent, les autres matériaux ne sont pas encore condensés, il faut attendre environ trois millions d'années pour la formation des chondres.
Plusieurs transformations physiques et chimiques caractérisent l' Hadéen:  processus d'accrétion, différenciation noyau-manteau de la proto-Terre, mise en place d'un océan magmatique généraliséformation d'une croûte terrestre primitive  et bombardement tardif de météorites.

La période d'accrétion [4.568 Ga à 4.4 Ga]
L'hadéen commence par un processus d'accrétion des grains de poussières présents dans le disque protoplanétaire et de tous matériaux issus de la condensation de particules solides à partir des gaz de la nébuleuse primitive (voir ci-dessous la description du processus d'accrétion). Ces grains de poussières composés: de CAI (silicates d'aluminium et de calcium), de feldspath anorthite, de silicates, de fer, de  pyroxène, de magnésium, ..., constitueront la  matière primitive des planètes. Arrivés à l'état de planétésimaux, on suppose que les corps d'accrétion se présentaient sous forme de planétésimaux différenciés car la chaleur accumulée par ces corps était suffisante pour déclencher la fusion et la séparation manteau silicaté-noyau métallique et qu’ils sont entrés en collision à l'état fondu.

Processus d'accrétion de la planète Terre à partir des poussières du disque protoplanétaire

  1. les grains de poussières de la nébuleuse solaire s'agglomèrent par collision et forment progressivement des corps de  un kilomètre  à  10 kilomètres de diamètre.
  2. les corps devenus plus gros attirent plus fortement la matière, leur masse croît exponentiellement: c'est l'emballement gravitationnel qui construit  d'abord des objets de plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre puis en un peu moins de trois millions d'années des planétésimaux de plusieurs centaines de kilomètres de diamètre.   
  3. Nombreux ces planétésimaux de la taille de petites planètes vont entrer en collision. Leurs impacts et leurs accrétions vont peu à peu construire les différentes planètes du disque protoplanétaire dont  la Terre.

Au bout de 40 millions d'années de ce processus, 99 % de la planète Terre est accrétée. Un événement va amener la planète Terre pratiquement à sa taille actuelle et donner naissance à son satellite: la Lune. Il s'agit de sa collision entre 50 et 100 Ma après le début de l'origine de  la Terre , il y a 4.568 Ga années, avec une planète de la taille de Mars: la planète Theia. L'énorme choc provoque la fusion de  la partie externe et du manteau de la proto-Terre sur grande épaisseur.

La différenciation noyau-manteau de la proto-Terre [4.568 Ga à 4.538 Ga]
Pendant la période d'accrétion,  la chaleur produite par les nombreux impacts météoritiques,  la désintégration des éléments radioactifs présents dans la matière primitive et l'énergie gravitationnelle d'accrétion, a maintenu une température élevée et permis aux éléments les plus denses (fer, nickel) de la Proto-Terre de migrer vers le centre de la planète pour  former un noyau métallique liquide (Fer, Nickel). A forte profondeur, des éléments silicatés se sont solidifiés autour du noyau formant un manteau solide qui sera recouvert par un océan magmatique généralisé.

La formation du noyau métallique est datée à 30 Ma après la formation du système solaire soit 4538 millions d'années (Ma). (voir ci-dessus l' image de la Terre à l'Hadéen vers 4.468 Ga).

Un océan magmatique généralisé [4.568 Ga à 4.40 Ga]

Pendant toute la période d'accrétion, un océan magmatique généralisé recouvrait la surface du globe. Les roches sont en fusion jusqu'à une profondeur de 1000 kilomètres. La forte chaleur qui existait et qui maintenait les roches en fusion provenait  de l'énergie gravitationnelle d'accrétion, de l'énergie de différenciation noyau/manteau, de la désintégration des nombreux éléments radioactifs et des impacts météoritiques. L'énorme choc de la planète Theia entre 50 et 100 Ma à l’origine de la formation de la Lune a contribué à la fusion de  la partie externe du manteau de la proto-Terre sur une grande épaisseur. 

A partir de 100 Ma, la chaleur va progressivement se dissiper, l'océan magmatique se refroidit en surface en divers points plus froids de la planète, il se solidifie en ces points plus froids développant des plaques solidifiées qui  à l'image d'une banquise vont flotter sur le magma sous-jacent, puis s'accoler et progressivement  former une croûte solide de faible épaisseur, fragmentée en de nombreuses micro-plaques, appelée: la croûte terrestre primitive.

La croûte terrestre primitive 4.4 Ga et la structuration de l'océan magmatique
La croûte terrestre primitive d'une dizaine de kilomètres d'épaisseur issue de la cristallisation supérieure de l'océan magmatique généralisé était de type lunaire, basique à ultrabasique(anorthosites, gabbros). Elle flottait sur l'océan magmatique sous-jacent. Agitée par des courants de convection, les  micro-plaques de la croûte terrestre primitive vont par subduction s'enfoncer dans le magma de l'océan magmatique. L'océan magmatique silicaté va progressivement par des phénomènes physique et chimiques se modifier, se structurer, se différencier et cristalliser à son tour pour former le manteau supérieur constitué de péridotites qui sont des roches ultrabasiques, composées de trois minéraux du groupe des silicates: l'olivine, le pyroxène et le grenat. La cristallisation du manteau supérieur se construit peu à peu par la cristallisation de l'olivine vers le haut et en profondeur par la transformation du pyroxène en pérovskite. La différenciation ou structuration de l'océan magmatique sera liée à la densité des minéraux, à la teneur en eau du magma et à la variation de pression en fonction de la profondeur.
Après 160 millions d'années, l'océan magmatique sera totalement cristallisé préfigurant le manteau supérieur actuel.
L'activité volcanique est intense, de nombreuses chaînes volcaniques percent la croûte terrestre primitive en formation et déversent sur celle-ci de grandes quantité de laves appelées: les komatiites*.
Avec la perte de chaleur, les plaques qui forment la croûte terrestre primitive s'élargissent, des proto-océans alimentés par de fortes pluies et l'eau des météorites  se forment.

Bombardement tardif (éléments sidérophiles) 4 à 3.9 Ga

Un événement daté entre 4 et 3.9 Ga marque la fin de l'Hadéen : suite à un déplacement de Jupiter vers le Soleil,  la Terre subit un bombardement d'astéroïdes qui se détachent de la ceinture d'astéroïdes. Ce bombardement de météorites appelé bombardement tardif  termine la période d'accrétion et va enrichir la composition de la croûte terrestre d'éléments sidérophiles, de fer et d'or.

 
 

A ce stade les continents n'existent toujours pas. La croûte terrestre primitive est différente de la croûte  terrestre actuelle* que nous connaissons avec une croûte continentale* et une croûte océanique*
Les premiers embryons de continents ne  vont commencer à se former que vers la  fin de l'Hadéen. (Voir ci-dessous paragraphe:  Formation des  premiers embryons de continents et des cratons à la fin de l'Hadéen.)

 

L'atmosphère à l'Hadéen

Le champ de gravitation qui existe à l'Hadéen va retenir autour de la Terre , une atmosphère primitive composée d'éléments volatils provenant du dégazage de l'océan magmatique: diazote (N2), ammoniac (NH3), gaz carbonique (CO2), Méthane (CH4), vapeur d'eau (H2O), .... L'eau se serait ensuite condensée pour donner naissance à des océans. Le gaz carbonique va se fixer sur les silicates à la surface de l'écorce terrestre primitive.

L'hydrosphère à l'Hadéen

Quand la  température arrive en dessous du point critique qui est pour l'eau 374 °C sous 220 atmosphères de pression, la vapeur d'eau se condense, il pleut et des océans se mettent en place dans les bassins.

Ères: L'histoire de la Terre s'étend sur une période qui va de - 4.5 milliards d'années à nos jours, période relativement longue, au cours de laquelle de nombreux événements géologiques se sont produits : formation des continents, ouvertures et fermetures d’océans, formation des chaînes de montagnes, apparition de la vie,  disparition d'espèces … Une échelle des temps géologiques représentant l’histoire de la Terrea été créé, elle classe chronologiquement les divers évènements géologiques qui sont intervenus depuis l’origine de la Terre , en tranches de temps appelées: éons, ères, périodes, époques, âges ou étages. Chaque éon dure de 500 Ma à 2 Ga et est divisé en plusieurs ères. Chaque ère couvre deux à trois cent millions d'années et est divisée en périodes. Chaque période est encore subdivisée en époques, elles-mêmes divisées en àges.

Basaltes* : roches magmatiques effusives  issues du refroidissement des laves de l'océan magmatique et du volcanisme.
Les komatiites* sont des laves ultrabasiques, très fluides, à olivine riches en magnésium, pauvres en silicium, mises en place à une température de 1600°C,  provenant de la fusion du manteau (le manteau est composée de roches nommées péridotites) et amenées en surface par les cheminées des nombreux volcans. Elles contiennent de l'olivine et du pyroxène. Elles apparaissent sous formes de laves en coussin lorsqu’elles ont été mises en place sous l'eau ou en surface sous forme de coulées. On les trouve dans les parties les plus anciennes des cratons (noyaux des continents). Elles ont été Identifiées près de la rivière Komati en Afrique du Sud. Ce sont des roches volcaniques de composition mantellique principalement d'age hadéen et archéen.
La croûte terrestre actuelle*  existe en deux "variétés" radicalement différentes: la croûte continentale* solide qui porte les continents mélange de roches magmatiques ( granites, granitoïdes), métamorphiques et sédimentaires jusqu'à 70 km de profondeur et la croûte océanique* solide de nature essentiellement basaltique sous les océans jusqu'à 7 km de profondeur.
De nombreux critères différencient la croute continentale et la croute océanique : épaisseur caractéristique (typiquement 35 km pour la croûte continentale contre environ 6 km pour la croûte océanique), densité moyenne (2,7 contre 2,9), âge moyen des matériaux (en majorité entre 1 et 3 Ga contre moins de 200 Ma).
La croûte continentale actuelle formée de roches magmatiques  plutoniques grenues allant des granodiorites aux granites a une composition différente de la croûte continentale archéenne formée de roches: TTG*.

Comment est structurée la planète Terre ?

La Terre est un corps composé d'une croûte terrestre continentale et océanique, d'un manteau, d'un noyau et d'une graine qui a reçu sa matière des systèmes stellaires précédents.

Structure de la Terre - Image fotolia maquette

Comment la Terre s'est-elle structurée ?

Les éléments les plus denses du magma ont migré et se sont concentrés pour former le noyau de la Terre constitué de fer et de nickel. Sous l'effet de la pression et du refroidissement  le fer s'est en partie cristallisé formant la graine solide.

Les éléments moins denses, moins lourds ont formés progressivement le manteau supérieur (olivine, pyroxènes) et les silicates se sont consolider pour former avec les komatiites  la croûte terrestre primitive qui soumise à un intense bombardement météoritique et aux courants de convection va évoluer pour former des embryons de continents et progressivement la croûte terrestre actuelle  que nous connaissons  composée d'une croûte continentale et d'une croûte océanique.

 

Formation  des premiers embryons de continents et des cratons  

De 4.3 Ga à la fin de l'Hadéen, les micro-plaques qui forment la croûte terrestre primitive animées par des phénomènes de convection vont s'enfoncer par subduction dans la matière en fusion sous-jacente où elles vont se transformer chimiquement et donner naissance en profondeur à des roches de faible densité, non basaltiques, appelées  plutons. Ces roches composées de feldspaths, micas et quartz  portent les noms de: tonalite, trondjhemite et  granodiorite. On les regroupent sous le nom de: TTG* ( c'est à dire des granitoïdes* au sens large).
Leur densité plus faible que celles du manteau sous-jacent, va les empêcher de s'enfoncer, elles vont remonter, et former des massifs de roches qui vont flotter et ne pourront plus s'enfoncer. Ces massifs sont les embryons des continents.

Une fois remontés en surface, ces massifs de roches de faible densité vont s’accoler entre-eux et former ce qu'on appelle des cratons*. Les cratons sont les noyaux des proto-continents*, leur faible densité les empêchera à tout jamais de sombrer dans le magma sous-jacent. Les cratons sont les racines ancestrales des Amériques, de l'Afrique, de l'Asie, de l'Europe, de l'Australie et de l'Antartique. Ils  vont évoluer en boucliers* et plate-formes* et se développer tout au long de la période suivante qu'est l'Archéen. Les premiers océans en formation isolent les noyaux des proto-continents. La présence d'eau va favoriser les phénomènes d'érosion et de sédimentation et la formation de nouvelles roches. 

TTG*: les TTG sont des roches plutoniques qui proviennent de la fusion d'un magma de basalte hydraté dans une zone de subduction à une température élevée. Elles n'existent qu'à l'Archéen avant la baisse de température du globe terrestre. Les TTG sont directement issues du manteau. Métamprphisées depuis leur formation à l'Archéen, ces roches affleurent aujourd'hui à l'état de de gneiss gris comme les gneiss d'Amitsoq au Groenland datés de 3.75 Ga.

Les granitoïdes*:   sont des roches grenues ou foliées (des gneiss) si elles ont été déformées, métamorphisées.Le terme regroupe  l'ensemble des granites et des granodiorites.

 Cratons*: est une vaste portion stable du domaine continental par opposition aux zones instables déformées (les orogènes). Il forme un élément de lithosphère continentale possédant une identité géologique, notamment en termes de nature des roches et de structuration des unités géologiques qui le composent. Un craton est composé d'une partie crustale de nature continentale, encore appelée croûte cratonique, et d'une partie dite lithosphérique, de nature mantellique.
C'est un assemblage de matériaux légers (granite, gneiss,, sédiments, ...), ils forment des masses continentales : les embryons des premiers continents.  Agés de 2.5 à 3.5 Ga.  Ils  flottent et dérivent sur le manteau terrestre, plus dense. C'est là qu'affleurent les ceintures de roches vertes essentiellement composées de roches sédimentaires et volcaniques déformées et transformées, comme celles de la région d'Isua au Groenland , 3.8 Ga. A titre d'exemple le craton de Pibara en Australie est formé de gneiss gris anciens issus de roches plutoniques TTG métamorphisées,  recouverts de formations sédimentaires et de formations à dominante volcaniques formant des ceintures de roches vertes et entrecoupés de filons de granites et granitoïdes plus récents appelés granites tardifs.
Les boucliers*  un bouclier est une vaste portion stable du socle ancien de type craton constituée de roches magmatiques et métamorphiques d'age précambrien dépourvue de couverture sédimentaire  plus récente (bouclier canadien, bouclier baltique)
Les plate-formes*  une plate-forme une vaste portion stable du socle ancien de type craton avec une couverture sédimentaire récente. Autrement dit un bouclier avec une couverture sédimentaire récente 
Boucliers et plate-formes  constituent les cratons, les noyaux les plus anciens des continents : voir ci-dessous chapitre Archéen la carte des principaux cratons archéens (boucliers et plate-formes) et leur répartition sur les continents actuels.
Proto-continents*: futur continents

 

 

 

L’ARCHÉEN (4 Ga à 2.5 Ga)

L'Archéen est une période pendant laquelle va s''élaborer 80 % de la croûte continentale. Elle correspond également au développement des cratons et à leur accrétion en zones continentales appelées: boucliers. Certaines seront recouvertes de sédiments paléozoïques et formeront ce que l'on appelle des plate-formes. Boucliers et plate-formes  constituent les cratons, les noyaux les plus anciens des continents, la portion de croûte continentale stable non déformée par les orogenèses*.
Les cratons sont formés de TTG roches de composition proche de celles des granites associées en surface à des ceintures de roches vertes*. On dénombre une vingtaine de cratons à l'Archéen. (voir ci-dessous chapitre Archéen la carte des principaux cratons archéens (boucliers et plate-formes) et leur répartition sur les continents actuels.) 
 
 

Formation des proto-continents et de la croûte continentale actuelle

Le processus de formation de la croute continentale primitive mise en place à l'Hadéen se développe. Des rides océaniques s'ouvrent et découpent la croûte terrestre primitive permettant la mise en place de la croûte océanique alimentée en basaltes par le magma du manteau sous-jacent qui se différencie et s'appauvrit. Parallèlement, la croûte continentale se développe, s'épaissit, des chaînes de volcans recouvrent sa surface, la composition du manteau et de la croute continentale primitives changent entraînant la formation en profondeur de granites qui vont remplacer progressivement les TTG et de fait la composition des plutons qui remonteront en surface. Les courants de convection rapprochent et accolent les plutons et les îlots volcaniques développés en surface. Comprimés entre les îlots volcaniques  qui se soudent et s'érodent et les plutons de granitoides, les matériaux issus de l'érosion pris en étau, se métamorphisent en bandes de roches vertes pour former des ceintures de roches vertes*.

Roches vertes et TTG vont composer les roches qui structurent les cratons et donc les noyaux des proto-continents. Cette tectonique des plaques primitives, dite tectonique horizontale due aux courants de convection qui engendrent la formation des noyaux continentaux a été mise en évidence dans le bouclier  canadien. Les cratons vont ainsi fusionner pour former des masses continentales et augmenterla croûte continentale.

Mais ce mécanisme de construction des masses continentales de façon horizontale n'est pas le seul. Un autre mode de mise en place des massifs de TTG et de roches vertes a été découvert dans les socles archéens de Pibara (Australie) et  de Barberton (Afrique du Sud). Dans ces régions, on observe des dômes de TTG séparés les uns des autres par des ceintures de roches vertes. Ce mécanisme porte le nom de sagduction ou de tectonique verticale. Dans ce mécanisme les roches  volcaniques denses (basaltes, komatiites) mises en place sur la croute continentale primitive par les chaines volcaniques s'enfoncent entre les plutons de TTG moins denses qui eux remontent. Compressés et déformés entre les dômes de TTG, les bandes de roches de basaltes et les matériaux issus de l'érosion sont métamorphisées en ceintures de roches vertes. Dômes et ceintures de roches vertes forment ainsi les noyaux de ce type de cratons.

Les masses continentales (cratons) s'assembleront à leur tour pour former des supercontinents*.

* Orogenèse: Processus conduisant à la formation de reliefs, de montagnes.

Les ceintures de roches vertes* (greenstone belts) : Elles se mettent en place durant l'Archéen dans les noyaux continentaux et autour d'eux sur le socle granito-gneissique, elles sont de plusieurs variétés, elles correspondent à la mise en place de chaînes volcaniques associés à leur produit d'érosions, c'est l'orogenèse kénoréenne qui se termine à la fin de l'Archéen . Elles sont constituées de roches métamorphiques issues du mélange de laves basiques ((basaltes), de laves ultra-basiques ( komatiites ) avec des roches sédimentaires (sédiments détritiques, conglomérats, grès) et également de BIF qui sont des formations ferrifères rubanées (silice et fer).

 Un supercontinent* est, en géologie, une masse continentale comprenant plus d’un craton. Les supercontinents se forment par cycles, se rassemblant et se fragmentant par le jeu de la tectonique des plaques* tous les 400 à 500 millions d’années : ce sont les cycles de Wilson*.

 Les cycle de Wilson* : Les cycles de Wilson décrivent le « ballet » des continents à la surface de la Terre au cours des temps géologiques. Ceux-ci, emportés par les mouvements des plaques lithosphériques* tels que les décrit la tectonique des plaques ci-dessous, se retrouvent parfois fragmentés et dispersés à la surface du Globe, comme actuellement, ou regroupés en un supercontinent, comme entre le début du Permien et la fin du Trias en un supercontinent appelé « la Pangée ». D'une durée de l'ordre de 400 à 600 Ma, ce cycle a dû se reproduire 8 à 12 fois sur la durée des temps géologiques. (article extrait de wikipédia : cycle de Wilson.)

 

Image de la répartition géographique des cratons (plates formes et boucliers) archéens sur les continents actuels

Image de la répartition géographique des cratons (plates formes et boucliers) archéens sur les continents actuels

 Les terrains archéens affleurant sont en rouge alors que ceux recouverts par des formations sédimentaires sont figurés en jaune.

Caractéristiques des cratons archéens

Les cratons archéens sont constitués de 80 % de granitoïdes (TTG et de granites dits tardifs car apparus après les TTG) et de 10-20% de ceintures de roches vertes (basaltes et roches sédimentaires métamorphisés) qui recouvrent en partie des assemblages de TTG et de granites dits tardifs. Les principales ceintures de roches vertes représentent des  bandes de 10-50 km de large sur 100-300 km de longueur. 

Les orogenèses* et la formation des reliefs à l'archéen.

L'Archéen est caractérisé par une forte activité tectono-magmatique, Plusieurs cycles orogéniques* conduisent à la formation des reliefs. La principale phase orogénique de l'Archéen est l'orogenèse Saamienne (3.75-3.5 Ga) relative à la constitution de la croûte continentale par accrétion verticale.

Formation des supercontinents: Vaalbara, Uhr, et Kenorland  à l'Archéen

 A la fin de l'Archéen 80 % de la croûte continentale est constituée, les premiers supercontinents se forment et se disloquent au gré de la tectonique des plaques. La croûte continentale archéenne atteint une épaisseur de 35 km. C'est de cette période que datent les plus vieilles roches connues.  Un début de tectonique des plaques s'amorce. Les proto-continents dérivent, rentrent en collision, forment des supercontinents (assemblage de plusieurs cratons), puis se séparent à nouveau.

On suppose vers 3.5 Ga, l'existence d'un ancien supercontinent  appelé Vaalbara regroupant  le craton de Kaapvaal (Afrique du sud) et le craton de Pibara (nord-ouest Australie). Ce continent se serait fragmenté vers 2.7 Milliards d'années. Un supercontinent appelé Uhr regroupant  le craton de Kaapvaal, le craton de Pibara  et divers cratons indiens lui aurait succédé.
Un autre supercontinent  appelé Kenorland se formera  vers 2,7 Ga à la suite d’une série d’accrétions de cratons et la formation d’une nouvelle croûte continentale. Kenorland se disloquera vers 2.1 Ga, il rassemblait les masses continentales appelées : Laurentia, Baltica , Australie Occidentale et Kalahari
Laurentia (regroupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien), Baltica (correspond à l'Europe du Nord, au bouclier baltique et à la plate-forme russe)

  

L'atmosphère et les premières traces de vie à l'Archéen

L'Archéen se termine par l'oxygénation lente de l'atmosphère. Les premières traces de vie sont identifiées dans des roches vieilles de 3.4 Ga en Australie et en Afrique du Sud sous forme de bactéries et de constructions calcaires provenant d'algues microscopiques: les stromatolithes..

A savoir

Les masses continentales (croûte continentale) occupent un tiers de la surface du globe terrestre, formées de roches légères (granites, gneiss, sédiments, ...), elles sont pratiquement insubmersibles , elles flottent et dérivent sur le manteau terrestre, plus dense, sans jamais sombrer, elles ont enregistré près de 90 % de l'histoire de la Terre. Exemple: gneiss d'Amitsoq 3 Ga , ils affleurent dans le craton du Groenland. 

La croûte océanique, de composition différente de la croûte continentale est continuellement détruite au niveau des dorsales océaniques, son age n'excède pas 200 Ma.

Cycle orogénique*: On appelle cycle orogénique ou cycle tectonique la succession des événements correspondant à la formation puis à la destruction d'une chaîne de montagnes. Un tel cycle comprend en général trois phases :

  • sédimentation dans un bassin sédimentaire autrefois appelé « géosynclinal », qui correspond souvent à une marge continentale ;
  • orogenèse, c'est-à-dire plissement des sédiments accumulés dans le bassin sédimentaire et surrection d'une chaîne de montagnes ;
  • pénéplanation de la chaîne montagneuse.

En Europe on a réussi à distinguer quatre cycles orogéniques majeurs :

  • le cycle cadomien, datant du Précambrien ;
  • le cycle calédonien, s'étendant du début du Cambrien au début du Dévonien ;
  • le cycle hercynien, (ou varisque), s'étendant du Dévonien à la fin du Permien ;
  • le cycle alpin, s'étendant du début du Trias au Quaternaire.

Chacun de ces cycles est marqué par un certain nombre de phases tectoniques.

Il existe un rapport étroit entre ces cycles tectoniques et le régime de la tectonique des plaques. On estime aujourd'hui qu'un cycle correspond en gros à l'ouverture suivie de la fermeture d'un domaine océanique. (Extrait Wikipédia)

 

LE PROTEROZOÏQUE (2,5 Ga à 542 Ma)

La limite entre Archéen et Protérozoïque se marque par une discordance généralisée (dite éparchéenne), où  les formations rocheuses archéennes sont des reliefs érodés surmontés en discontinuité par les formations rocheuses ultérieures mises en place au Protérozoïque.
Le Protérozoïque correspond à la croissance des masses continentales. En effet, après l'établissement des premiers noyaux continentaux base des proto-continents à l'Archéen, le volume de la croûte continentale va continuer d'augmenté tout au long du Protérozoïque. A la fin du Protérozoique, son épaisseur sera de 45 km. Pendant cette période se succèdent plusieurs grands épanchements basaltiques qui vont former des massifs gigantesques de roches basiques et ultrabasiques  comme le massif de Bushveld en Afrique du sud : 8 km d'épaisseur sur 300km de longueur. Au début du Protérozoïque se développent partout dans le monde des séries de BIF (minerais de fer rubanés). Ces formations sédimentaires se présentent comme une alternance de couches très riches en fer ferreux qui alternent avec de minces couches de silice. Elles portent le nom de : cherts.

Les grands ensembles continentaux se dessinent. Chaque grande phase de convergence et de collision des masses continentales sera l'occasion de la surrection d'une chaîne de montagne (orogenèse) avec la formation de roches métamorphiques et magmatiques. Chaque étape de divergence et de dislocation de ces masses entraînera la formation de bassins océaniques avec dépôts de roches sédimentaires et remontée de roches magmatiques. Tous ces mécanismes géologiques accompagnent la structuration du manteau*, la formation de la lithosphère* et son découpage en plaques lithosphériques* séparées par des dorsales médio-océaniques.

Le manteau* se structure en un manteau supérieur et en un manteau inférieur

Le manteau supérieur formé de la péridotite est solide, profond de 700 km, il se structure en deux couches:

  • une première couche qui  avec la coûte terrestre forme: soit la lithosphère océanique sous les océans, soit la lithosphère continentale sous les continents. La lithosphère est épaisse de 70 km sous les océans et de 150 km  sous les continents.
  • et une seconde couche appelée l'asthénosphère qui va jusqu'à 700 km de profondeur.
    (voir schéma ci-dessous).

Le manteau inférieur solide commence sous l’asthénosphère, il est constitué de silice riche en magnésium, il va de 700 à 2900 km de profondeur

La lithosphère* est une couche rigide, épaisse de 70 km sous les océans et de 150 km  sous les continents. Elle est découpée en une quinzaine de plaques mobiles appelées plaques lithosphériques* qui flottent et glissent sur l'asthénosphère. Les plaques lithosphériques sont constituées en surface de croûte continentale et océanique  et en profondeur par la partie supérieure du manteau supérieur. (voir tectonique des plaques ci-dessous).

 

 
lithosphere océanique et continentale

                                               Schéma - Lithosphère océanique et lithosphère continentale

La tectonique des plaques*, les plaques lithosphériques*.

La lithosphère  est découpée en une douzaine de grandes plaques appelées plaques lithosphériques, mobiles elles flottent et se déplacent sur l'asthénosphère. Ils existent également plusieurs micro-plaques. Ces plaques sont constituées soit uniquement de croûte océanique, soit à la fois de croûte océanique et de croûte continentale (les continents). Le découpage et le mouvement des plaques résultent de la montée du magma dans des zone de failles et d'effondrements, donnant naissance à des rifts et à des dorsales médio-océaniques.  Le magma remonte , s'épanche et se cristallise sous forme de basalte, formant la croûte océanique de part et d'autre du rift,  les plaques s'écartent l'une de l'autre.  Lorsqu'une plaque océanique entre en collision avec une plaque continentale, plus dense, elle plonge sous  cette dernière et s'enfonce dans les profondeurs de la terre, c'est la subduction.  Cette zone de subduction est marquée par des phénomènes géologiques : tremblements de terre, séismes, volcanisme, formation de massifs montagneux comme la Cordillère des Andes. Lorsque deux plaques continentales se rencontrent , leur densité étant la même, la collision provoque la formation de chaînes de montagnes comme la chaîne himalayenne. Les mers prises en tenaille entre deux plaques continentales disparaissent. Dans les zones d'effondrement, lieux de séparation d'une  plaque continentale en blocs continentaux,  des océans s'ouvrent. Les avancées et régressions des espaces océaniques sont liés aux déplacement des continents.  La position des continents et des océans est donc en perpétuel mouvement.  La tectonique des plaques va amener à plusieurs reprises les continents à se réunir pour former des super-continents comme la Rodinia (1100 Ma), la Pannotia (600 Ma) et plus tard au paléozoïque: la Pangée.  La tectonique des plaques est bien marquée à partir de 900 Ma. 

 
Carte des principales plaques lithosphériques

                                                    Carte des principales plaques lithosphériques

 

Les supercontinents du Protérozoïque: Columbia, Rodinia et Pannotia

Kenorland
Le supercontinent Kenorland mis en place à l'Archéen vers 2.7  Ga se fragmente au début du Protérozoïque entre 2.45 Ga et 3.1 Ga.
Columbia
On suppose entre 1,8 et 1.5 milliard d'années, l'existence d'un supercontinent appelé Columbia.

Rodinia
Un supercontinent appelé Rodinia entouré d'un océan appelé Mirovia se forme vers 1 100 millions d'années, associé à l'orogenèse grenvilienne, il regroupait toutes les masses continentales émergés existantes.  Laurentia (groupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien), Baltica (correspond à l'Europe du Nord, bouclier baltique et plate-forme russe), Amazonia, Nord-ouest de l'Afrique, Antartique oriental, Inde , Australie occidentale, Chine du sud et Sibéria (ensemble des boucliers et plate-formes d'Asie sibérienne). Ce supercontinent se  fragmentera vers 750 millions d’années. (voir schéma ci-dessous : Supercontinent de la Rodinia vers 800 Ma entouré de l'océan Mirovia).

 

                                                                         

Supercontinent  Rodinia vers 900 Ma - Inspiré de Rodinia - wikipédia.org - Auteur: John Goodge -
 

                                                            Supercontinent de la Rodinia vers 900 Ma entouré de l'océan Mirovia

                                                                         

Pannotia
Vers 600 Ma un nouveau supercontinent appelé Pannotia aurait existait. Il se disloquera à son tour à la fin du Précambrien ( 544 Ma)  en quatre continents: Laurentia, SibériaBaltica (Europe du Nord) et  Gondwana*. Un nouvel océan, le Iapetus s'ouvre, il va séparer  Laurentia et Baltica. Installé à peu prés sur l'emplacement de  l'océan Atlantique actuel, il est appelé océan proto-Atlantique, il lui donnera son nom. Il se refermera au Silurien, il y a 420 millions d'années.

Pendant cette période les continents occupent une position centrée sur et sous l'équateur. Ils s'assembleront de nouveau au Phanérozoïque vers 358 Ma pour former un supercontinent appelé la Pangée. La Pangée se disloquera entre la fin du Permien (245 Ma) et la fin du Trias (205 Ma).  Les continents  occuperont  leur position actuelle à partir du Crétacé , il y a 60 Ma.

Le Gondwana* est un grand continent qui regroupe:boucliers et plate-formes brésiliens, guyanais, patagonien, africain, indien, australien et antarctique. Le Gondwana restera stable pendant des centaines de millions d'années. Il se disloquera à partir du Permien.

 
Image du supercontinent Pannotia, vers 544 Ma qui se disloque. Source: http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s4/cambrien.pangee.html
 

                      Image du supercontinent Pannotia, vers 544 Ma. Il se disloque en quatre continents princiapaux:
                      Laurentia, Baltica, Sibéria et Gondwana. Un nouvel océan, l'océan Iapetus s'ouvre, il va séparer la Laurentia de la Baltica

Source site: http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s4/cambrien.pangee.html - Carte légèrement modifiées à partir de celles de Christopher R. Scotese de l'Université du Texas à Arlington. Elle est tirées de: Scotese, C.R., 2001, Digital Paleogeographic Map Archive on CD-ROM.

 

L'atmosphère à la fin du  Protérozoïque

Le Paléo-protérozoïque (2.5 à 1.6 Ga) est marqué par  l'oxygénation de l'atmosphère et par les glaciations dont certaines sont totales. (Terre boule de neige). Les micro-organismes se développent, ils consomment le CO2 présent dans leur environnement et rejettent  de l'oxygène dans l'atmosphère. la vie se développe: éponges, algues,méduses, vers;, mollusques, premiers vertébrés.

 

Les orogenèses et la formation des reliefs au Protérozoïque

Le Protérozoïque est marqué sur l'ensemble du globe terrestre par plusieurs cycles orogéniques: l'orogenèse greenvilenne* (1250/980 Ma) et l'orogenèse panafricaine* (650 - 544 Ma).. Au cours de ces cycles, des continents entrent en collision, des océans se ferment, d'autres s'ouvrent (océan Iapetus), des chaines de montagnes s'élèvent (orogenèses).

Orogenèse grenvillienne* est un long épisode de surrection de montagnes, associé à la constitution du supercontinent de la Rodinia. Son résultat est une importante ceinture orogénique qui sous-tend une partie significative du continent nord-américain, du Labrador au Mexique, ainsi qu'une partie de l'Écosse. La croûte de l'orogenèse grenvillienne  se retrouve partout dans le monde mais, en général, seuls les épisodes ayant eu lieu sur les marges sud et est de la Laurentia qui regroupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien sont qualifiés de « grenvilliens ». (Extrait Wikipédia)

L'orogenèse panafricaine* est une série d'événements orogéniques  relatifs à la formation des supercontinents du Gondwana et de la Pannotia, il y a environ 600 millions d'années). L'orogenèse brésilienne en Amérique du Sud et l'orogenèse cadomienne* en Amérique du Nord et en Europe de l'Ouest sont une phase locale de cette orogenèse « pan-Gondwanienne », le bloc cadomien n'étant qu'un court segment de l'immense chaîne panafricaine. L'orogenèse panafricaine  marque la fin du Précambrien. (Extrait Wikipédia)

Cycle Cadomien - Orogenèse cadomienne* (750 à 520 Ma): L'orogenèse cadomienne dont l'appellation est dérivée du nom latin de la ville Caen (Cadomus) est une phase de l'orogenèse panafricaine. Des témoins de cette orogenèse se retrouvent  aujourd'hui, suite à l'ouverture de l'océan atlantique et d'autres événements géologiques: au Canada, en Europe centrale, en Espagne, au Pays de Galles, en Basse-Normandie ... Les formations géologiques de l'étage briovérien* sont associés à ce cycle orogénique.

Briovérien*: Étage du Protérozoïque (610 Ma à  542 Ma) vient de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche.

 

À la fin du Protérozoïque, le volume des masses continentales avait, à toutes fins pratiques, atteint celui que nous connaissons aujourd'hui.

 
 

LE PRÉCAMBRIEN EN FRANCE
 

Les plus anciennes formations géologiques répertoriées à ce jour en France datent principalement du Protérozoïque, période de l'ère précambrienne allant de 2.5 milliards d'années à  542 millions d'années.
Pendant cette  période de 2 milliards d'années, une succession de phénomènes géologiques: formation des premières masses continentales, tectonique des plaques et plusieurs cycles orogéniques définit en France: orogenèse icartienne* et orogenèse cadomienne* (voir ci-dessus) se produisent et donnent naissance  à ces formations qui affleurent de nos jours de façon limitée sous forme de roches principalement granito-gneissique et métamorphiques (schistes) dans le Massif armoricain, les Vosges, les Pyrénées, la Corse, le Massif Central et la Montagne noire.

On subdivise la période du Protérozoïque (2.5 Ga à 542 Ma) en en trois époques:

  • Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga) qui comprend un étage appelé Icartien (2.5 à 1.6 Ga).
  • Mésoprotérozoïque (1.6 Ga à 1 Ga) qui comprend un étage appelé Pentévrien* (1.6 Ga à 1 Ga).
  • Néoprotérozoïque (1 Ga à 544 Ma) qui comprend un étage appelé Briovérien (610 Ma à  542 Ma)

Icartien, Pentévrien et Briovérien trois étages qui marquent l'histoire de la France.

 

 

LE CYCLE ICARTIEN ou OROGENESE ICARTIENNE (2.5 à 1.6 Ga)

Naissance des plus vieilles roches de France dans le Massif Armoricain, il y a 2.5 Ga.

Il y a 2,5 milliards d'années,  un cycle orogénique appelée cycle Icartien*  donne naissance aux premières roches de France sous la forme d' une barrière de  roches magmatiques, des granites aujourd'hui métamorphisées en gneiss (orthogneiss). Ce cordon rocheux localisé dans la partie nord du Massif Armoricain et au nord-ouest de la presqu’ile du Cotentin est composé de gneiss appelés gneiss icartiens* dont l'age est établi entre 2.2 Ga à 1.8 Ga. On parle de gneiss œillés. Leur dénomination vient de la présence de cristaux de feldspath plus ou moins étirés qui font penser à des yeux.  (Photos ci-dessous Port-Béni et Pors-Raden)
Au contact de ce gneiss icartiens, il existe d'autres gneiss plus vieux datés de 2.5 Ga appelés gneiss lités issus d’anciennes roches sédimentaires, formant l'encaissant des gneiss icartiens. On parle de paragneiss (roches métamorphiques issues de roches sédimentaires).  (Photos ci-dessous Ploumanac'h)
Le socle  ancien de la France est né là, il en reste aujourd'hui une bande large de gneiss icartiens de quelques kilomètres qui affleure à l'état de fragments en Bretagne  dans la province du Trégor (Côtes d'Armor) : environs de Loquirec, plage de Trébeurden, estran de Ploumanac'h, à Pleubian plage de Port-Béni. Puis, elle disparaît en mer , traverse les îles de Sercq et de Guernesey, et refait surface en Manche à la Hague: Anse du Cul rond (Nez de Jobourg), baie d'Ecalgrain. A cette barrière rocheuse vont se greffer au fil des millénaires les autres terrains de l'hexagone.
Les phases tectoniques associées à cette orogenèse ont conduit à la formation d'un supercontinent connu sous le nom de Columbia. (Rogers et Santosh, 2002, 2004 ; Zhao et al., 2004). Texte extrait du livre: Géologie de la France - Didier Quesne et Annabelle Kersuzan - Editions Omniscience 2018.

Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités. © M.CRIVELLARO

Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités. 

Ploumanac'h - Estran rocheux de gneiss lités  (2 Ga) entre Le Ronalien et l'anse de Pors-Rolland - © M.CRIVELLARO

Ploumanac'h - Estran rocheux de gneiss lités  (2 Ga) entre Le Ronalien et l'anse de Pors-Rolland - 

Ploumanac'h - Gros plan gneiss lités (Paragneiss 2 Ga) - Les plus vieilles roches de France - © M.CRIVELLARO

Ploumanac'h - Gros plan gneiss lités (Paragneiss 2 Ga) - Les plus vieilles roches de France - 

Pleubian - Port-Béni - Vue générale de la  Grève de Port -Béni - Affleurement de gneiss icartiens datés 1.8 Ga. © M.CRIVELLARO

Pleubian - Port-Béni - Vue générale de la  Grève de Port -Béni - Affleurement de gneiss icartiens datés 1.8 Ga. 

Pleubian - Port-Béni - Gneiss icartien de 1.8 Ga. © M.CRIVELLARO

Pleubian - Port-Béni - Gneiss icartien de 1.8 Ga. 

Trébeurden - Plage de Pors-Raden - Gros plan gneiss icartien oeillé , cristaux de feldspath rose saumon en forme d'oeil. © M.CRIVELLARO

Trébeurden - Plage de Pors-Raden - Gros plan gneiss icartien oeillé , cristaux de feldspath rose saumon en forme d'oeil. 

Cycle Icartien*, orogenèse icartienne*: est un cycle orogénique datant du Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga). Son nom provient de la localité de la Pointe d'Icart, dans les îles Anglo-Normandes et correspond en France  à des roches qui affleurent dans les Côtes d'Armor et la presqu’ile du Cotentin à l'état de reliques. La formation de cette orogenèse reste encore très méconnue, car les roches icartiennes ont été métamorphisées ou érodées au cours des cycles orogéniques qui se sont produits ultérieurement: orogenèse cadomienne et orogenèse hercynienne.

Les gneiss icartiens* sont des roches métamorphiques , de deux milliards  d'années et plus. A l'origine, il s'agirait d'une roche magmatique (granite, granitoïde) de 2 Ga qui a été métamorphisée en gneiss lors de l'orogenèse cadomienne, vers  620 Ma. Ils ont été décrits pour la première fois au sud de l'île de Guernesey à la pointe d'Icart, ce qui leur a valu le nom de gneiss icartiens. Ces roches sont des gneiss œillés (orthogneiss) issus de granites intrusifs et métamorphisés. Au contact de ces gneiss icartiens,  on trouve des gneiss lités (paragneiss) formés à partir de roches volcaniques acides et basiques mélangées à des sédiments détritiques. Les gneiss lités forment l'encaissant et sont plus âgés (2.5 Ga) que les gneiss œillés (2 Ga).

Icartien*: étage géologique de l'Archéen allant de 2.5 Ga à 1.6 Ga représentatif des terrains métamorphiques, vieux d’au moins  2.5 Milliards d'années  qui se sont formés durant la période paléozoïque au Précambrien

 

LE PENTEVRIEN (1.3 à 1 Ga)

Le Pentévrien (1.3 à 1 Ga) désigne le nom de l'étage géologique du Mésoprotérozoïque. Les formations géologiques de l'étage pentévrien d'age moyen 1 Ga, ont été mises en évidence dans la baie de Saint-Brieuc, pays de Penthièvre. Spécifique à la géologie du massif armoricain, localisé depuis le Nord-Finistère jusque dans le Cotentin, le socle pentévrien est constitué de roches fortement métamorphisées, où dominent des gneiss injectés d'intrusions granodioritiques.  

Les progrès de la datation absolue font que l' appellation "Pentévrien" est actuellement abandonnée pour être regroupée avec les formations de l'étage Icartien.

 

LE CYCLE CADOMIEN ou OROGENÈSE CADOMIENNE (750 à 530 Ma)

Il y a 615 millions d'années, entre la barrière de gneiss icartiens située, il y a 2 Ga dans l'hémisphère sud, vers 30 / 40 degrés de lattitude sud (Voir position sur la carte ci-dessous),et le supercontinent Gondwana, qu'elle jouxte au niveau de l'Afrique, une zone de subduction accompagnée d'une activité magmatique et volcanique associée à l'édification de la chaîne cadomienne va faire remonter du manteau vers la surface des poches de magmas chauds, par des cheminées qui se sont formées dans les zones en distension du socle ancien métamorphisé.
Ce magma va: soit remonter en surface et se manifester par des volcans explosifs et des coulées de laves dans les Côtes d'Armor et former un cordon volcanique à  l'arrière de la barrière de gneiss icartiens soit s'arrêter en route et cristalliser dans le socle ancien sous forme de plutons granitiques de type granodiorite intrusifs dans les roches anciennes qui formeront dans les Côtes d'Armor: le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat*. L''érosion amènera au fil du temps ces granodiorites à l'affleurement.

Cet ensemble de formations enclavées dans les roches anciennes vont consolider l'ossature de la France naissante.

 
Les continents Gondwana, Laurentia, Sibéria, Baltica issus de la fragmentation du supercontinent Pannotia  - Carte modifiée à partir des données de Christopher R. Scotese de l'Université du Texas à Arlington.

Position approximative il y 544 Ma des gneiss icartiens qui affleurent aujourd'hui dans les Côtes d'Armor et le Cotentin. Source site: http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s4/cambrien.pangee.html - Carte légèrement modifiées à partir de celles de Christopher R. Scotese de l'Université du Texas à Arlington. Elle est tirées de: Scotese, C.R., 2001, Digital Paleogeographic Map Archive on CD-ROM.

Cycle Cadomien - Orogenèse cadomienne* (750 à 520 Ma): L'orogenèse cadomienne dont l'appellation est dérivée du nom latin de la ville Caen (Cadomus) est une phase de l'orogenèse panafricaine. Des témoins de cette orogenèse se retrouvent  aujourd'hui, suite à l'ouverture de l'océan atlantique et d'autres événements géologiques: au Canada, en Europe centrale, en Espagne, au Pays de Galles, en Basse-Normandie ... Les formations géologiques de l'étage briovérien* sont associés à ce cycle orogénique.

Briovérien*: Étage du Protérozoïque (610 Ma à  542 Ma) vient de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche.

Le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat* : il est constitué par un ensemble de roches magmatiques diversifiées (granites, granitoïdes) qui se sont mises en place, il y a 615 Ma lors de l'orogenèse cadomienne sous forme d'enclaves au sein du socle métamorphique ancien. Il s'étend sur environ 40 km le long du littoral des Côtes d'Armor. Au large de Perros-Guirec, il forme l'archipel des Sept-Îles.

 

Volcans explosifs et coulées de laves - Un cordon volcanique s'est mis en place il y a 615 Ma dans les Côtes d'Armor.

De beaux témoignages de ces roches volcaniques et anciens volcans ont été préservés de l'érosion et des différentes sédimentations dans la baie de Saint-Brieuc et sont visibles à la pointe de Guilben près de Paimpol et à la pointe de la Heussaye à Erquy, dans les Côtes-d'Armor en Bretagne.  

                     

 Erquy -  Pointe de la Heussaye, ruines de l'ancien volcan mis en place, il y a 615 Ma. © M.CRIVELLARO

 Erquy -  Pointe de la Heussaye, ruines de l'ancien volcan mis en place, il y a 615 Ma. 

  

Erquy - Pointe de la Heussaye - Laves de l'ancien volcan. © M.CRIVELLARO

Erquy - Pointe de la Heussaye - Laves de l'ancien volcan.   

Erquy - Pointe de la Heussaye - Roches sédimentaires métamorphisées et redressées à la verticale par la tectonique, il y a 600 Ma. © M.CRIVELL...

Erquy - Pointe de la Heussaye - Roches sédimentaires métamorphisées et redressées à la verticale par la tectonique, il y a 600 Ma. 

 

Paimpol - Pointe de Guilben - Les laves forment l'ensemble de la pointe de Guilben.© M.CRIVELLARO

Paimpol - Pointe de Guilben - Les laves forment l'ensemble de la pointe de Guilben.

Paimpol - Pointe de Guilben - Laves de l'ancien volcan mises en place, il y a 610 Ma dans le fond de l'océan. © M.CRIVELLARO

Paimpol - Pointe de Guilben - Laves de l'ancien volcan mises en place, il y a 610 Ma dans le fond de l'océan. 

Granodiorites - Massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat mis en place, il y a 615 Ma dans les Côtes d'Armor -

Les granodiorites appartenant au massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat sont bien visibles actuellement dans les Côtes d'Armor entre Perros-Guirec et l'Ile de Bréhat où l'érosion les a ramené en surface. Ces formations enclavées recoupent les gneiss icartiens.  A Port-Béni, on trouve sur l'estran les plus vielles roches de France : des gneiss lités (2 Ga) des gneiss œillets (1.8 Ga), des granitoïdes de 615 Ma  appartenant au massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat et des dolérites plus récentes mises en place au cours de l'Ordovicien ou du Silurien, il y a 400 Ma. (Photos ci-dessous)

Plougrescant - Maison entre deux blocs de granites appartenant au massif de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma. © M.CRIVELLARO

Plougrescant - Maison entre deux blocs de granites appartenant au massif de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma.

Plougrescant - Massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma - Site du Gouffre. © M.CRIVELLARO

Plougrescant - Massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma - Site du Gouffre.

Plougrescant -Filons de dolérites de couleur sombre (400 Ma) recoupant le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat (615 Ma). © M.CRIVELLARO

Plougrescant -Filons de dolérites de couleur sombre (400 Ma) recoupant le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat (615 Ma). 

Pleubian - Estran de Port-Béni - Granodiorites appartenant au massif de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma. © M.CRIVELLARO

Pleubian - Estran de Port-Béni - Granodiorites appartenant au massif de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma.

Port-Béni - Granodiorites de Perros-Guirec/Bréhat et filons de dolérites mises en place à l'Ordovicien/Silurien, il y a 400 Ma. © M.CRIVELLARO

Pleubian - Estran de Port-Béni - Granodiorites (massif de Perros-Guirec/Bréhat) et filons de dolérites mises en place au cours de l'Ordovicien ou du Silurien, il y a 400 Ma. 

 

ÉROSION DE LA CHAINE CADOMIENNE - LE BRIOVERIEN

Au delà du Massif armoricain,  l'orogenèse cadomienne* a structuré également le socle des massifs anciens situés dans le Massif Central, la  Montagne Noire, le nord des Pyrénées, la Basse Normandie, ... Progressivement tout au long de leur formation,  les reliefs cadomiens ont été soumis a une érosion intense. Au cours du Briovérien*, étage géologique marquant la fin du  Protérozoïque, de grandes quantités matériaux issus de l'érosion  se sont accumulés sous forme de : conglomérats,  sables, grès, argiles, ...  dans les bassins, les vallées avant d'être métamorphisés. On parle de sédiments briovériens.
On retrouve ces formations en France dans les massifs anciens: séries des schistes de Villé dans les Vosges (vignoble alsacien), schistes dans la Montagne Noire (Vignoble de Saint-Chinian), dans les Pyrénées orientales (vignobles de Banyuls), dans le Massif des Maures (vignobles des Côtes de Provence), dans la région nantaise (schistes briovériens vignobles du Muscadet) et en Loire (Vignobles d'Anjou)...

Briovérien*:  Étage du Protérozoïque (610 Ma à  542 Ma) vient de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche. Il marque en France la fin de l'éon  Précambrien -

 

Albé - Le vignoble au dessus du village - Sol composé de schistes de Villé - © M.CRIVELLARO

 Albé - Le vignoble au dessus du village - Sol composé de schistes de Villé. (étage Briovérien) 

A la fin du Précambrien, les terrains de la future France sont éparpillés dans l'hémisphère sud, sur et à proximité du continent Gondwana. La tectonique des plaques va individualiser les différents terrains de la future France, les rassembler et les fusionner au cours de l'ère suivante le Paléozoïque. 

                                            

                                  Pour la suite voir rubrique: Naissance de la France - Histoire géologique de la France

 

Bibliographie