L'univers - Le Système Solaire - La Planète Terre: Sa Formation Géologique Au Précambrien

Une image de l'Univers

La Terre notre planète, 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, le système solaire lui-même situé dans la Voie Lactée, notre galaxie, font partie d' un ensemble encore plus grand composé de milliards de galaxies. Toute cette matière visible et non visible compose  l'Univers.

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.

La physique décrit l'Univers de l'infiniment petit à l'infiniment grand, par 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)
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 ».
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).
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.

L'ère de la grande Unification (10^-43  à 10^-38 secondes) -
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)
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 neutrons 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.

Formation des premiers atomes légers H (hydrogène), H_e (Hélium) de 3 minutes à  380 000 ans -
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.

Les premières étoiles se forment vers 200 millions d'années après le Big-Bang.
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.

Les premières galaxies apparaissent après 1 milliard d'années.
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.

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 formant 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.

                  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)

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.

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,de 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)

 Comète*: astre formé de glaces et de poussières.

On distingue selon leur composition plusieurs sortes de météorites, les principales qui tombent sur la Terre sont les chondrites et les achondrites.

Les chondrites

Les chondrites représentent la majorité soit 86.5 % des météorites qui atteignent la Terre. Les chondrites contiennent des inclusions réfractaires appelées CAI pour "Calcium-Aluminium-rich Inclusions", constituées d'oxydes et de silicates d'aluminium, de magnésium et de calcium. Les CAI sont les premiers éléments solides formés par condensation dans la nébuleuse protosolaire, il y a 4.568 Ga. La caractéristique des chondrites est de contenir des chondres. Les chondres sont des petites billes de taille millimétrique (quelques centaines de microns à  quelques millimètres) composées de silicates, de péridotite ferreuse (olivine, pyroxène, métal fer/nickel).  (voir image ci-dessous , image : fragment de la météorite Allende).
Les chondres et les inclusions réfractaires sont cimentés par une fine matrice et noyés dans l'agrégat formé lors de la condensation de la nébuleuse solaire.
En fonction de leur richesse en fer, en carbone et en  minéraux silicatés, les chondrites sont classées: en chondrites ordinaires ( lorsqu'elles proviennent d’astéroïdes riches en silicates sans carbone), en chondrites carbonées (lorsqu'elles proviennent d’astéroïdes riches en carbone) et en chondrites à enstatites ( lorsqu'elles sont composées de fer natif et d'éléments silicatés).
La Terre apparaît comme une gigantesque chondrite à entastites qui aurait fondue et un mécanisme de différenciation* aurait donné naissance aux différentes enveloppes qui forment la Terre: noyau de fer/nickel, manteau constitué de péridotites* , croûte terrestre silicatée...

 Les achondrites

Les achondrites 8 % des météorites qui atteignent la Terre,  proviennent de fragments d'astéroïdes différenciés. Leur formation est 20 à 50 Ma plus récente que celle des chondrites. Les astéroïdes différenciés sont des astéroïdes qui ont fondu. Au cours de cette fusion, les éléments de fer métallique plus dense ont migré vers le centre de l'astéroïde et ont donné naissance à un noyau de fer métallique, qui s'est entouré d'un manteau et d'une croûte rocheuse à l'image de la Terre. Les éléments silicatés plus légers  montent en surface et en s'associant avec le pyroxène vont donner du basalte. (Voir ci-dessous définition: mécanisme de différenciation*).
Au fil du temps des fragments des différentes enveloppes des astéroïdes différenciés se sont détachés et sont tombés sur Terre sous formes de météorites appelées achondrites.

Selon la composition du fragment qui peut provenir de l'une ou l'autre des enveloppes (noyau, manteau ou croûte) d'un astéroïde différencié, on classe les achondrites en plusieurs types: 

-achondrite sidérite  fragment provenant du noyau de l'astéroïde (composition alliage de fer et de nickel)

- achondrits péridotitique fragment provenant du manteau de l'astéroïde

- achondrite basaltique fragment issus de la croûte de l'astéroïde

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. Ce processus de séparation manteau silicaté du noyau métallique porte le nom de mécanisme de différenciation. La séparation manteau/noyau suppose que la chaleur est suffisante pour déclencher la fusion et permettre la migration de ces matériaux.

Processus d'accrétion de la planète Terre à partir des poussières du disque protoplanétaire [4.568 Ga à 4.4 Ga]

L’Hadéen commence par un processus d'accrétion des grains de poussières présents dans le disque protoplanétaire. 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 de la Terre.

   1 - Les grains de poussières  présents dans le disque protoplanétaire s'agglomèrent par collision et forment progressivement des corps de  un kilomètre  à  plusieurs 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 - Lorsque toute la matière présente dans le disque protoplanétaire est accrétée, la croissance des planétésimaux s'arrête. Nombreux, ces planétésimaux vont entrer en collision, s'accoler les uns aux autres et construire les différentes planètes du disque protoplanétaire dont  la planète Terre.

Au bout de 50 millions d'années de ce processus, 90 % 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 commencement de sa formation, avec une planète de la taille de Mars: la planète Theia.
Lors de sa collision avec la Terre, la planète Theia est disloquée. Une grande partie des débris (gaz, liquides et poussières) sont éjectés dans l'espace environnant la Terre. Une partie des matériaux issus de cette collision-dislocation, vont s’accréter pour former  des planétésimaux puis la pro-Lune.
 

Un océan magmatique généralisé [4.568 Ga à 4.40 Ga].

Pendant toute la période d'accrétion, un océan magmatique généralisé recouvrait la partie externe de la proto-Terre. Les scientifiques s'accordent sur une durée de  160 millions d'années. Les roches étaient 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 considérablement contribué à la fusion de  la partie externe de la proto-Terre sur une grande épaisseur et à la différenciation noyau-manteau.

La différenciation noyau-manteau et manteau-océan magmatique généralisé de la proto-Terre

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 proto-noyau métallique liquide constitué de Fer et de Nickel.

A forte profondeur, du fait de la forte pression, les éléments silicatés se sont solidifiés autour du noyau formant un manteau solide qui restera recouvert par un océan magmatique généralisé, d'une épaisseur d'environ 1000 km. La formation du proto-noyau métallique liquide est datée à 30 Ma après la formation du système solaire soit vers 4538 millions d'années (Ma).(voir ci-dessus l' image de la Terre à l'Hadéen vers 4.468 Ga).

Le refroidissement progressif du proto-noyau donnera naissance au centre de la pro-Terre à un noyau interne solide appelé la "graine" entourée d'un noyau externe liquide.

C'est différentes étapes marquent la différenciation noyau-manteau et la différenciation manteau-océan magmatique généralisé.

Les étapes de la structuration du manteau  

A partir de 100 Ma,  les conditions particulières de l'atmosphère (présence de certains gaz, énergie solaire faible, ...) vont permettre à la chaleur de se dissiper dans l'atmosphère, l'océan magmatique va se refroidir en surface, la lave va se solidifier  et une croûte magmatique figée composée de basaltes et de laves riches en magnésium appelées komatiites recouvrira progressivement sur une faible épaisseur la partie supérieure de l'océan magmatique généralisé.
Agitée par des courants de convection violents dus aux différences de température présentes entre la surface et les profondeurs de l'océan magmatique généralisé, la croûte primitive va se fragmenter en une multitude de micro-plaques qui à l'image d'une banquise vont flotter sur le magma sous-jacent, dériver au fil des mouvements de convection et finir par  s'enfoncer et couler dans ce magma. L'océan magmatique silicaté va progressivement par des phénomènes physiques 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 généralisé va disparaitre laissant la place à un manteau supérieur solide et à une croûte solide de faible épaisseur, morcelée en plaques appelée: la croûte terrestre primitive ou proto-croûte continentale.

La croûte terrestre primitive
Avec la perte de chaleur, les plaques qui forment la croûte terrestre primitive s'élargissent, des proto-océans alimentés par de fortes pluies se forment (Voir ci-dessous l'hydrosphère à l'Hadéen). 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*. La croûte terrestre primitive d'une dizaine de kilomètres d'épaisseur issue de la cristallisation supérieure de l'océan magmatique généralisé était constituée de basaltes et et de laves komatiites riches en magnésium et pauvres en silicium et aluminium. Elle flottait sur l'océan magmatique sous-jacent. Agitée par des courants de convection, les  micro-plaques de la croûte terrestre primitive s'entrechoquent, les fragments sont recyclés dans la matière sous-jacente en fusion, de nouveaux types de magmas se forment, que le volcanisme va faire remonter en surface sous forme de laves plus riches en silice. Par subduction, des plaques vont également s'enfoncer dans le magma de l'océan magmatique. 

Les anciennes roches constituant cette proto-croûte continentale sont des roches magmatiques (des granitoïdes) aujourd’hui transformées en gneiss par métamorphisme. Les plus vieilles roches de croûte continentale primitive connues à ce jour, sont les affleurements de gneiss rubanés  datés à 4,030 ± 0,003 Ga qui se trouvent à Acasta, au Canada, et les gneiss d’Amitsôq au Groenland dont l’âge est de 3,822 ± 0,005 Ga.

Bombardement tardif (éléments sidérophiles) 3.9 - 3.8 Ga

Un événement daté vers 3.9 - 3.8 Ga marque la fin de l'Hadéen : suite à un éloignement de Jupiter et de Saturne du Soleil,  la Terre subit comme les autres planètes internes 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.

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 Terre a été créée, 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 âges.

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'âge 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 60 km de profondeur sous les chaînes de montagnes et la croûte océanique* sous les océans jusqu'à 7 km de profondeur, solide constituée de basalte et de gabbro.
De nombreux critères différencient la croûte continentale et la croûte 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*.

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.

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 formé progressivement le manteau supérieur (olivine, pyroxènes) et les silicates se sont consolidés 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.

TTG*: les TTG pour Tonalite, Trondhjémite et Granodiorite 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 des roches magmatiques directement issues du manteau, contenant essentiellement du quartz, du feldspath plagioclase, de la biotite et parfois de l’amphibole. Les TTG se différencient des granites par leur très faible teneur en feldspath potassique. 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.

Proto-continents*: futur continents

 Cratons*: un craton est une vaste portion stable du domaine continental par opposition aux zones instables déformées (les orogènes). Les cratons sont les noyaux continentaux les plus anciens, constitués de fragments de croûte continentale archéenne formée de TTG. leur faible densité les empêchera à tout jamais de sombrer dans le magma sous-jacent. 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 (granitoïdes, gneiss,, sédiments, ...), les cratons forment des masses continentales : les embryons des premiers continents. 
Agés de 3.5 à 2.5 Ga.  Ils  flottent et dérivent sur le manteau terrestre, plus dense. Des affleurement de ceintures de roches vertes essentiellement composées de roches sédimentaires et volcaniques déformées et transformées recouvrent en partie certains cratons, comme celles de la région d'Isua au Groenland , 3.8 Ga. (voir chapitre suivant: les ceintures de roches vertes).
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. On distingue deux sortent de cratons: les boucliers et les plate-formes
Les boucliers* : Un bouclier est  une vaste portion stable du socle ancien de type craton nivelée par l'érosion, constituée de roches magmatiques et métamorphiques d'age précambrien et dépourvue de couverture sédimentaire récente (bouclier canadien, bouclier baltique)
Les plates-formes*  Une plate-forme est un craton, une vaste portion stable du socle ancien de type craton dont le socle est masqué sous une couverture sédimentaire récente.  
Boucliers et plate-formes  constituent les cratons, les noyaux les plus anciens des continents : voir ci-dessus  la carte des principaux cratons à l'Archéens (boucliers et plate-formes) et leur répartition sur les continents actuels.
 

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 correspondent à la mise en place de chaînes volcaniques associés à leur produit d'érosions. De plusieurs variétés, 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).

- Vaalbara ( 3,6 à 2,8 Ga) regroupait  le craton du Kaapvaal (craton d'Afrique du sud) et le craton de Pibara (craton du nord-ouest de l'Australie).
Les cratons Kaapvaal et Pilbara sont les deux seules croûtes continentales archéennes préservées, datant du Paléoarchéen et du Mésoarchéen soit 3,6 à 2,7 Ga (milliards d'années).

 Un supercontinent* est, en géologie, une masse continentale comprenant plus d’un craton qui rassemblerait à elle seule plus de 75% de la croûte continentale existante. Les supercontinents se forment, puis se fragmentent par cycles, par le jeu de la tectonique des plaques* (voir chapitre ci-dessous: La tectonique des plaques, les plaques lithosphériques au  Protérozoïque) tous les 400 à 500 millions d’années : ce sont les cycles de Wilson*.

 Les cycles 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* (voir chapitre ci-dessous: La tectonique des plaques, les plaques lithosphériques au  Protérozoïque) 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.)

* Orogenèse: Processus conduisant à la formation de reliefs et de chaînes de montagnes. Le rapprochement suivi de la collision de masses continentales provoque la formation de chaînes de montagnes.

* Rifts: effondrement qui se forme sous l'effet de contraintes tectonique distensives.

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, elle 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 ; (Orogenèse panafricaine)
• le cycle calédonien, s'étendant du début du Cambrien au début du Dévonien (chaîne calédonienne);
• le cycle hercynien, (ou varisque), s'étendant du Dévonien à la fin du Permien(Chaîne varisque);
• le cycle alpin, s'étendant du début du Trias au Quaternaire (Formation des Alpes).

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 manteau* se divise en un manteau supérieur et en un manteau inférieur

Le manteau supérieur formé de péridotite est solide, profond de 700 km, il forme avec sa partie externe et la croûte terrestre la lithosphère.

On distingue la lithosphère  océanique, épaisse de 70 km sous les océans et la lithosphère continentale épaisse de 150 km  sous les continents.

La partie interne du manteau supérieur forme l'asthénosphère, une couche plastique qui va jusqu'à 700 km de profondeur. (voir schéma ci-dessous).

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 plastique.
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).

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 zone de transition entre le manteau supérieur et le manteau inférieur  correspond  à un lieu de transformation minéralogique: l'olivine du manteau supérieur se transforme en  pérovskite

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.
Elles sont constituées soit uniquement de croûte océanique, soit à la fois de croûte océanique et de croûte continentale.

Le découpage et le mouvement des plaques résultent de la montée du magma dans des zones 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. 

Ce mécanisme appelé la tectonique des plaques va à plusieurs reprises amener les masses continentales à se réunir par accrétions continentales successives  pour former des super-continents comme Kenorland ( 2,7 à 2,1 Ga) entre la fin de l'Archéen et le début du Protérozoïque ,  Rodinia (1100 Ma), Pannotia (600 Ma) et plus tard au Paléozoïque: la Pangée. 
La tectonique des plaques est bien marquée à partir de 900 Ma. (Voir encart ci-dessus: Les cycles de Wilson* )

Gondwana* est un grand continent associé à l'orogenèse panafricaine* (voir encart Orogenèses ci-dessous) qui se forme à la transition entre le Protérozoïque et le Phanérozoïque, Le Gondwana regroupe les boucliers et plate-formes brésiliens, guyanais, patagonien, Amérique du Sud, africain, indien, australien et antarctique. Le continent Gondwana restera stable pendant des centaines de millions d'années. Il se disloquera à partir du Permien.

Orogenèse grenvillienne* est un long épisode de surrection de montagnes, associé à la constitution du supercontinent de la Rodinia. (Voir image ci-dessus). Une importante ceinture orogénique se met en place 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 entre divers cratons datant du Néoprotérozoïque (750 , 545 Ma), relatifs à la formation du supercontinent Gondwana.
Cette orogenèse portent différents noms selon les lieux: orogenèse brésilienne en Amérique du Sud, orogenèse cadomienne* en France où elle correspond aujourd'hui aux terrains du nord de la Bretagne et du Cotentin formant le bloc cadomien. Des témoins de l'orogenèse panafricaine se retrouvent  aujourd'hui, dispersés suite à l'ouverture de l'océan atlantique et d'autres événements géologiques: au Canada, en Europe centrale, en Espagne, au Pays de Galles, ...
L'orogenèse panafricaine marque la fin du Précambrien, elle va souder les différents cratons africains qui forment l'Afrique.

Orogenèse cadomienne* (750 à 530 Ma)- Cycle Cadomien - L'orogenèse cadomienne dont l'appellation est dérivée du nom latin de la ville Caen (Cadomus) est une phase de l'orogenèse panafricaine. Elle correspond aujourd'hui aux terrains du nord de la Bretagne et du Cotentin formant le bloc cadomien. Le bloc cadomien n'étant qu'un court segment de l'immense chaîne panafricaine.

On subdivise l'éon du Protérozoïque (2.5 Ga à 542 Ma) en en trois ères:

• L'ère du Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga) qui comprend une subdivision  appelée en France Icartien* (2.5 à 1.6 Ga)
• L'ère du Mésoprotérozoïque (1.6 Ga à 1 Ga) qui comprend une subdivision  appelée anciennement en France Pentévrien* (1.6 Ga à 1 Ga).
• L'ère du Néoprotérozoïque (1 Ga à 544 Ma) qui comprend une subdivision  appelée anciennement en France Briovérien regroupant  dans l'échelle stratigraphique actuelle: le Cryogénien (850 Ma à  630 Ma) et l'Édiacarien (630 Ma à  542 Ma)

Icartien, Pentévrien et Briovérien trois périodes du Protérozoïque  associées à des cycles orogéniques (cycles icartien, penthévrien et cadomien) qui ont marqués l'histoire géologique de la France.

"Les phases tectoniques associées à cette orogenèse (icartienne) 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.

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 phases tectoniques associées à cette orogenèse (icartienne) 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.

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*: période géologique du Protérozoïque 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 cette période.

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* associée à la formation du continent Gondwana. 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, en Bretagne, ... Les formations géologiques de l'étage briovérien* sont associés à ce cycle orogénique.

Briovérien*: Période 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. (Voir photo ci-dessus: Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités.)

L'orogenèse panafricaine* est une série d'événements orogéniques entre divers cratons datant du Néoprotérozoïque (750 , 545 Ma), relatifs à la formation du supercontinent Gondwana.
Cette orogenèse portent différents noms selon les lieux: orogenèse brésilienne en Amérique du Sud, orogenèse cadomienne* en France,où elle correspond aujourd'hui aux terrains du nord de la Bretagne et du Cotentin formant le bloc cadomien. Des témoins de l'orogenèse panafricaine se retrouvent  aujourd'hui, dispersés suite à l'ouverture de l'océan atlantique et d'autres événements géologiques: au Canada, en Europe centrale, en Espagne, au Pays de Galles,...
L'orogenèse panafricaine marque la fin du Précambrien, elle va souder les différents cratons africains qui forment l'Afrique.

Briovérien*:  (de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche) est une subdivision du Protérozoïque appelé anciennement en France Briovérien qui  regroupe dans l'échelle stratigraphique actuelle: le Cryogénien (850 Ma à  630 Ma) et l'Édiacarien (630 Ma à  542 Ma). Cette période correspond à l'orogénèse cadomienne, avec une phase de magmatisme, suivie d'une phase sédimentaire .

Bassin Mancellien*: bassin océanique qui correspond à la moitié nord du massif Armoricain).

Le flysch est un dépôt sédimentaire détritique constitué principalement par une alternance de grès et de marnes, qui se sont accumulés dans un bassin océanique en cours de fermeture, dans le cadre d'une orogenèse. (Wikipédia)

Le Briovérien se termine au début du Cambrien. Les reliefs briovériens métamorphisés en schistes, grès continueront à s'éroder pendant le Cambrien. Les sédiments détritiques cambrien issus de l'érosion des formations du Briovérien recouvriront horizontalement en discordance les roches redressées du Briovérien, c'est la discordance cadomienne.

A la fin du Protérozoïque, 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.