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Chapitre 2 : les traces du passé mouvementé de la Terre

Alfred Wegener est le premier à avoir eu l’intuition que le visage de la Terre avait changé au cours de son histoire. Il est à l’origine d’un ouvrage paru en 1915, La genèse des océans et des continents. Il y présente la dérive des continents, prémices de la théorie de la tectonique des plaques. Les plaques se déplacent à la surface de la Terre depuis plusieurs milliards d’années, elle a donc un passé mouvementé. Les roches continentales nous donnent des indices quant à cette histoire.

Comment reconstituer l’histoire de notre planète à travers l’étude des roches continentales ?

I. Les domaines continentaux…

A. … aux âges variés…

Alors que l’âge de la lithosphère océanique ne dépasse pas 200Ma, les roches affleurant à la surface des continents présentent des âges variés pouvant atteindre 4 milliards d’années (4Ga). Les roches les plus anciennes datées par radiochronologie, sont des roches de la ceinture de Nuvvuagittuq au Canada. Leur âge, 4,28 Ga approche celui de la Terre (4,65Ga).

B. … de nombreuses ceintures orogéniques

Une orogénèse correspond à la formation d’une chaîne de montagne suite à la convergence de plaques lithosphériques. La plupart des chaînes se forme lors de la collision entre deux masses continentales. Cependant, certaines chaînes peuvent résulter de déformations de la croûte continentale au niveau d’une zone de subduction, comme par exemple la chaîne Andine.

Les chaînes de montagnes formées au cours d’un même événement d’orogénèse s’alignent selon une ceinture orogénique. Par exemple, la ceinture alpine comprend les Alpes, mais aussi l’Atlas, les Balkans, le Caucase et l’Himalaya. Cette ceinture s’est formée au cours du Cénozoïque (depuis -65Ma) à la suite de la fermeture d’un océan : la Téthys.

La ceinture alpine

Le repérage des ceintures récentes est aisé car leur relief est très marqué. Cependant, lorsqu’il s’agit d’ancienne ceintures qui ont subi l’érosion il faut utiliser certains indices géologiques :

Présence en surface de roches métamorphiques, très déformées suite aux forces de compression.
Présence de roches magmatiques mises en place dans les profondeurs de la chaîne de montagne, puis exhumées par l’érosion.
Présence de failles inverses et de chevauchements.

A l’échelle mondiale, la reconstitution de ceinture orogéniques anciennes permet d’établir une chronologie des cycles orogéniques (=ensemble des mécanismes de formation, puis de disparition d’une chaîne de montagne sous l’effet de l’érosion). En France, les deux principales orogénèses repérables sur la carte géologique sont l’orogénèse alpine (visible dans les Alpes et les Pyrénées) et l’orogénèse hercynienne (fin du paléozoïque=ère primaire) visible surtout dans le massif central, massif armoricains et les Vosges. On peut y observer également des traces d’orogénèse plus anciennes.

II. La recherche d’océans disparu

Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique observés dans les chaînes de Montagne. Elles y forment en général une suture, jonction entre les blocs continentaux réunis à la suite de mouvement tectoniques convergents ayant entrainé la fermeture d’un domaine océanique, puis la collision des blocs continentaux. Souvent comme dans le massif Alpin, les ophiolites présentent un métamorphisme lié à l’hydrothermalisme de dorsale (refroidissement et hydratation). Ainsi les péridotites sont serpentinisées et les gabbros présentent un faciès amphibolite (hornblende) ou schiste vert (actinote et chlorite), on les nomme alors des métagabbros.

Il existe deux types d’ophiolite en fonction des phénomènes à l’origine de leur présence dans les chaînes de montagne.

Elles sont :

- soit charriées directement sur la lithosphère continentale avant la collision, échapant ainsi a la subduction (on parle d’obduction). Exemple Bou Azzer au Maroc.

- Soit des fragments de lithosphère océaniques ayant subi la subduction ont pu être exhumés lors de la collision continentale. Exemple Mont Viso dans les Alpes. Dans ce cas, les roches ont subi une forte augmentation de la température et de la pression, liée à la profondeur et donc des réactions du métamorphisme. Les métagabbros ont alors formé des minéraux dans les faciès schistes bleus (glaucophane) et éclogite (grenat et jadéite).

à Tracer le trajet de la lithosphère océanique depuis sa formation jusqu’à sa subduction sur le diagramme

III. Les marques de la fragmentation continentale et de l’ouverture océanique

A. Les rifts continentaux, lieux de la fragmentation continentale

La fragmentation d’un continent à l’origine d’un nouvel océan est observable actuellement en Afrique de l’est (Triangle Afar). Les rifts continentaux de cette région du globe présentent des caractéristiques qui témoignent de la déchirure de la lithosphère continentale.

La partie axiale est structurée par de nombreuses failles normales parallèles qui délimitent un fossé d’effondrement en marches d’escaliers. Ceci témoigne d’une tectonique en extension provoquant l’étirement et l’amincissement de la lithosphère continentale.

Dans le fossé d’effondrement se forment des roches sédimentaires typiquement continentales :

- Roches détritiques issues de l’érosion des flancs du rift (conglomérat)

- Évaporites issues de la précipitation chimiques de sels minéraux à suite à l’évaporation des eaux de ruissellement et d’infiltration (sels…)

Du volcanisme est également observables dans l’axe du rift. En effet, l’amincissement de la lithosphère continentale entraine une remontée de l’asthénosphère et une fusion partielle de la péridotite mantellique. Le magma remonte le long des failles et des coulées basaltiques peuvent survenir en surface.

Enfin, de nombreux séismes superficiels peuvent survenir dus aux frottements le long des failles et à la déformation au niveau de la chambre magmatique.

Schéma de la structure d’un rift

B. Du rift au domaine océanique

Si l’étirement et l’amincissement de la croûte continentale se poursuivent, celle-ci finit par se rompre. Dans la déchirure se forme alors une nouvelle dorsale. La nouveau plancher océanique en expansion éloigne peu à peu les deux moitiés de l’ancien rift continental. Chaque demi-rift continental constitue alors une zone de transition entre le domaine océanique et le domaine continental au sein d’une même plaque lithosphérique. Ces zones, devenues presque inactives d’un point de vue sismique et volcanique sont appelée des marges passives.

Leur étude se fait grâce à de la sismique réflexion. Elle dévoile des blocs basculés séparés par des failles normales courbes. On y trouve des sédiments anté-rift (déposés avant la phase de rifting) syn-rift (en éventail, contemporains de la formation du rift) et post-rift (déposés après l’étirement).