Géologie 28

Il y a 500 Ma, à la toute fin du Cambrien, une cinquantaine de Ma après le début de l'ouverture de Iapetus, il s'est développé à la marge sud de Laurentia, une zone de subduction, créant du même coup un arc volcanique insulaire. Le mouvement s'était renversé. On est passé d'un océan de type Atlantique, i.e. en ouverture avec marges passives, à un océan de type Pacifique, en fermeture, avec marges actives.

L'Immense période précambrienne

Quand ?

Ces premières roches datées à 4,016 Ga devaient appartenir à de la croûte continentale puisqu'elles n'ont pas été recyclées dans les zones de subduction comme l'ont été et le sont toujours les planchers océaniques (croûte océanique). Les premiers noyaux de croûte continentale ont donné des âges radiométriques qui s'étendent entre -4,016 et -2,5 Ga, soit correspondant à la période archéenne. La planisphère qui suit montre la répartition actuelle de ces premiers noyaux continentaux.

Ces premiers noyaux archéens se retrouvent au coeur des boucliers précambriens (plages vertes sur la planisphère) et occupent une surface bien inférieure à la surface actuelle des continents. évidemment, c'est là leur répartition actuelle qui n'a rien à voir avec celle du Précambrien.

Pour répondre à ce premier volet de la question, tout ce qu'on peut dire, c'est que l'âge des plus vieilles roches terrestres a été établi à 4,016 Ga par datation radiométrique. L'histoire des quelques 550 Ma qui ont précédé l'Archéen, c'est-à-dire entre -4,55 et -4,016 Ga, nous est mal connue puisque nous ne possédons pas de roches représentant ce temps.

 

Textes documentaires

La genèse chaotique des continents

Une équipe du CNRS vient de dater les plus anciens minéraux de la Terre , des zircons découverts récemment en Australie. Leur conclusion ? Le premier continent serait apparu au moins 500 millions d'années plus tôt que ce que l'on pensait !

Tout a commencé début 2004. Un chercheur australien, Mark Harrison, invite Janne Blichert-Toft, de l'école normale supérieure de Lyon, à l'Université nationale de Canberra. Sur place, la géochimiste participe à une collecte d'un autre temps : des zircons, ces faux diamants qui sont aussi les plus anciens minéraux de la Terre, ont été découverts à l'Ouest du continent, dans les sédiments de Jack Hills, l'un des derniers bastions de l'industrie minière. À l'aide d'une sonde ionique, Mark Harrison a déjà réalisé in situ la datation des minéraux. « Sur les 70 000 zircons datés, 2 000 étaient âgés de plus de 4 milliards d'années », explique Janne Blichert-Toft. Quatre milliards d'années : c'était l'âge sombre de la Terre, celui dont on ne savait rien. Et certains zircons affichaient même jusqu'à 4,4 milliards d'années ! Des résultats qui ont surpris la communauté scientifique : « Faute de vestiges plus anciens, les géologues ont longtemps pensé que les continents étaient apparus il y a 3,8 milliards d'années. » Cela correspond à l'âge des plus vieilles roches connues jusqu'alors et découvertes à l'Ouest du Groenland.

Les zircons résistent très bien au temps et constituent ainsi les plus fidèles témoins du passé géologique de la planète. Très lourds, composés de zirconium, de silice et d'oxygène, ils se forment essentiellement dans les roches granitiques. En les datant, on parvient aisément à estimer l'âge des granites qui les hébergeaient et ont pour leur part disparu. Une question se posait encore avant de remonter le cours du temps : celle de l'origine des zircons les plus anciens. Pour identifier qui de la croûte ou du manteau avait donné naissance à ces microminéraux, il fallait aller plus loin. Évaluer les quantités d'hafnium et de lutécium contenues dans les zircons et en mesurer le rapport. On le sait, ce rapport était équilibré avant la différenciation du magma. Mais sitôt les premiers balbutiements de la convexion, chacun a adopté un comportement singulier, l'hafnium privilégiant la croûte, et le lutécium, le manteau. Un déséquilibre en hafnium apporterait donc la preuve de l'existence précoce d'une croûte terrestre. En croisant ces données avec l'âge du plus ancien zircon, les chercheurs parviendraient donc à estimer l'âge du premier continent.

Pour cela, Mark Harrison fait alors appel au savoir-faire de l'ENS de Lyon, qui dispose du premier spectromètre de masse à source de plasma. Un outil d'analyse unique développé pour la méthode lutécium-hafnium précisément par Janne Blichert-Toft et dont la puissance a été adaptée à la petite taille des zircons australiens – 5 à 10 micromètres – et à leur caractère très réfractaire. La collaboration est lancée. De retour en France, Janne Blichert-Toft et son équipe procèdent à la purification chimique et à l'analyse des minéraux les plus anciens. Résultat ? « Ce zircon “déséquilibré” a environ 4,3 milliards d'années ! », lance non sans exaltation Janne Blichert-Toft.

Les premiers continents se seraient donc formés quelques centaines de millions d'années seulement après la naissance de la Terre, estimée quant à elle à 4,56 milliards d'années. Mais la violence du milieu a empêché la mise en place immédiate d'un système stable et pérenne. La jeune croûte a disparu. « Des morceaux ont plongé dans le manteau et ont été recyclés pour donner naissance à de nouvelles roches granitiques. » Une fois encore, ce sont les rapports en hafnium et lutécium qui en témoignent : ils sont chaotiques, irréguliers, jusqu'au moment où le système trouve enfin son rythme. Où les continents entament leur progression régulière, où ce rapport augmente graduellement et signe la naissance de la tectonique des plaques que nous connaissons aujourd'hui. C'était il y a plus de 3,8 milliards d'années. Reste à savoir quand, précisément. Les résultats sont attendus prochainement.

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On a longtemps cru que la Terre primitive était restée inhospitalière pour la vie et dépourvue d’eau liquide pendant des centaines de millions d’années. L’analyse de grains de zircon il y a quelques années avait pourtant indiqué l’existence de continents et d’océans il y a plus de 4,3 milliards d’années. De nouvelles analyses le confirment ainsi que la présence d’une très forte érosion, probablement due à des pluies acides.

La période de l’histoire géologique de la Terre qui s’étend au-delà de -4 milliards d’années fait partie de ce qu’on appelle l’Hadéen, du nom du dieu des enfers Hadès. Selon les premières théories des géologues et des planétologues, elle aurait été marquée par un bombardement météoritique intense entretenant pendant longtemps un océan de magma.

De telles conditions auraient bien sûr été impropres à la vie et surtout à la conservation de roches de cette époque. Même en imaginant un début de croûte terrestre avec une tectonique des plaques extrêmement active, due à des courants de convection puissants à l’intérieur de la jeune Terre chauffée par la désintégration importante d’éléments radioactifs (et aussi en raison de la chaleur apportée par l’accrétion de la planète), le bombardement météoritique encore intense de cette époque, et la tectonique elle-même, auraient effacé presque toutes les traces des premières roches.

Sans remettre complètement en question l’existence d’une telle période infernale aux premiers jours de la Terre, il semblerait bien qu’elle n’ait duré que moins de 150 millions d’années. Il existe en effet des témoins de cette époque, des grains presque indestructibles qui traversent les âges : les zircons.

Possédant une exceptionnelle résistance à toute modification de leur composition chimique, ils apparaissent comme l'un des produits précoces de la cristallisation primaire des roches magmatiques, comme le granite, et des roches alcalines telles la pegmatite ou la syénite. On les trouve dans les sédiments sous forme de zircons détritiques, c'est-à-dire des grains transportés et charriés par l'érosion. Ce sont de fidèles enregistreurs des conditions qui régnaient lors de leur formation et Claude Allègre n’a pas hésité à parler dans un de ses livres de la mémoire des zircons.

Au début des années 2000, John W. Valley y avait analysé les abondances de certains isotopes et en avait conclu que dès -4,3 milliards d’années, la Terre possédait des continents et surtout des océans, même si leur température devait être plus élevée qu’aujourd’hui.

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Ces premières roches datées à 4,016 Ga devaient appartenir à de la croûte continentale puisqu'elles n'ont pas été recyclées dans les zones de subduction comme l'ont été et le sont toujours les planchers océaniques (croûte océanique). Les premiers noyaux de croûte continentale ont donné des âges radiométriques qui s'étendent entre -4,016 et -2,5 Ga, soit correspondant à la période archéenne. La planisphère qui suit montre la répartition actuelle de ces premiers noyaux continentaux.

Ces premiers noyaux archéens se retrouvent au coeur des boucliers précambriens (plages vertes sur la planisphère) et occupent une surface bien inférieure à la surface actuelle des continents. évidemment, c'est là leur répartition actuelle qui n'a rien à voir avec celle du Précambrien.

Comment ?

Pour répondre au second volet de notre question, à savoir comment se sont formés les premiers noyaux continentaux, il nous faut examiner la nature des roches qui les composent. On retrouve trois grands ensembles de roches :

- les roches vertes

- les terrains granito-gneissiques

- les roches sédimentaires

Les roches vertes (une traduction de greenstones) forment une suite de laves différenciées, du basalte aux andésites, qui ressemblent à la fois aux volcanites de dorsale et aux volcanites de zones de subduction.

Les terrains granito-gneissiques sont formé de gneiss (roche métamorphique) provenant de transformation de roches ignées felsiques ou de schistes argileux, contenant de grands intrusifs granitiques.

Les roches sédimentaires sont le produit de l'altération et de l'érosion par l'eau ou le vent d'anciens massifs rocheux. La roche sédimentaire la plus ancienne date de 3,8 Ga (datation radiométrique), indiquant l'apparition des processus d'altération et d'érosion par l'eau (les premiers océans).

Comment expliquer ces assemblages lithologiques? Nous n'avons pas d'explication définitive. Tout ce qu'on peut constater, ce sont les résultats, les produits qui nous disent qu'il est fort probable que des mécanismes comme ceux qui sont associés à la tectonique des plaques ont joué: fusion partielle du manteau produisant des laves de dorsale et de zone de subduction; métamorphisme dans des zones de subduction pour produire les terrains granito-gneissiques; altération des premières roches formées, érosion et dépôt conduisant aux premières roches sédimentaires, dès 3,8 Ga.

La période archéenne qui couvre en temps, un milliard et demi d'années, demeure la moins bien connue. Tout ce qu'on peut avancer, c'est que les premiers noyaux continentaux étaient en formation et que des océans ont occupé une partie de la surface terrestre à compter de 3,8 Ga. On peut supposer aussi que cette nouvelle croûte terrestre était bombardée d'une pluie de météorites, une pluie beaucoup plus intense qu'aujourd'hui. L'étude de cette période archéenne constitue aujourd'hui un domaine très actif de la recherche en géologie et en géophysique.

Qu'y avait-il avant 4,016 Ga ?

On ne le sait vraiment pas, puisque nous n'avons pas de véritables archives géologiques que sont les roches. On peut supposer que la croûte océanique était en formation, mais nous n'en avons pas de vestiges. Il est toujours possible qu'on retrouve un jour des roches plus vieilles que 4,016 Ga et qu'on en apprenne alors plus sur cette période.

La période protérozoïque

Si la période archéenne correspond à la formation des premiers noyaux continentaux à la surface de notre planète, la période suivante, le Protérozoïque, correspond à la croissance des masses continentales. En effet, après l'établissement des premiers noyaux continentaux à l'Archéen, le volume de la croûte continentale a augmenté tout au long du Protérozoïque qui a une durée de près de 2 Ga. Cette croissance du volume des masses continentales est exprimée par la courbe suivante :

On y voit que de - 4,016 à -2,5 Ga, (période archéenne) le volume des noyaux continentaux est demeuré modeste, soit moins de 30% (par rapport au volume actuel des masses continentales) à la fin de l'Archéen. La croissance s'est faite surtout durant le Protérozoïque, entre -2,5 Ga et -544 Ma. À la fin du Protérozoïque, le volume des masses continentales avait, à toutes fins pratiques, atteint celui que nous connaissons aujourd'hui.

Le bouclier précambrien qui forme l'ossature de l'Amérique du Nord est un bon exemple de croissance de la masse continentale de l'Archéen à la fin du Protérozoïque. La carte géologique simplifiée qui suit montre que le bouclier est composé de trois grands ensembles de roches.

 

Le premier ensemble (vert) est fait des roches les plus vieilles qui ont donné des âges radiométriques se situant entre -4,016 et -2,5 Ga, donc datant de la période archéenne. On y voit par exemple, qu'un bon morceau du Québec est constitué de roches archéennes. La fameuse ceinture de roches vertes de l'Abitibi, riche en mines, fait partie de cet Archéen.

Le second ensemble (jaune) est formé de roches qui ont donné des âges radiométriques se situant entre -2 et -1,6 Ga, donc appartenant au Protérozoïque inférieur. En plusieurs endroits, ce Protérozoïque inférieur recoupe l'Archéen. De deux choses l'une: ou bien l'Archéen nord-américain était formé de plusieurs petits noyaux continentaux et les formations protérozoiques sont venues s'ajouter autour de ces noyaux, ou bien l'Archéen ne formait qu'un seul noyau qui a été fragmenté en microcontinents déplacés par la tectonique des plaques, et les matériaux protérozoiques déposés dans des océans entre les microcontinents; ces derniers se seraient ensuite à nouveau rassemblés, coinçant les matériaux protérozoiques dans un nouveau continent plus grand. Les historiens du Précambrien penchent actuellement vers la seconde hypothèse.

Le dernier morceau qui forme le bouclier est la bande rose, formée de roches qui datent de -1,3 à -1 Ga, soit du Protérozoïque supérieur; on appelle cette bande la province géologique de Grenville. Il s'agit de roches métamorphiques, d'un métamorphisme très élevé, qui représentent les racines d'une haute chaîne de montagne aujourd'hui en grande partie érodée, une chaîne de montagnes qu'on estime avoir été aussi haute que l'Himalaya actuel.

Plusieurs chercheurs croient qu'à la fin du Protérozoïque, il y a environ 650 Ma, les masses continentales de la Planète étaient toutes rassemblées en un seul mégacontinent, une sorte de Pangée de l'époque, qui a été baptisée Rodinia. Le schéma qui suit est une des reconstitutions proposées.

On a identifié ici les masses continentales qui sont les nôtres, mais il faut bien voir que ce n'est là que des repères, puisqu'elles n'étaient pas encore individualisées; nous savons que le découpage actuel de nos masses continentales n'existe que depuis l'ouverture de l'Atlantique, il n'y a que quelques 170 Ma. Les bandes roses indiquent les anciennes chaînes de montagnes. Signalons ici qu'on retrouve côte-à-côte les blocs continentaux qui aujourd'hui forment le bouclier de l'Amérique du Nord et celui de l'Amérique du Sud. Entre les deux, il y a la chaîne de Grenville, cet Himalaya de la fin du Protérozoïque. Il est probable que cette chaîne soit issue de la collision entre ces deux masses continentales.

En somme, on peut dire que l'histoire des continents au Précambrien, une ère qui couvre près de 3 milliards et demi d'années d'histoire, soit près de 90% du temps géologique, se résume à l'établissement des premiers noyaux à l'Archéen et à leur croissance au Protérozoïque. C'est bien peu connaître en comparaison de tous les événements qu'on a répertoriés pour la période qui va du Cambrien (544 Ma) à nos jours.

3. La Paléogéographie 

 

Pour rendre cette histoire de la valse des continents un peu plus concrète, nous allons y accrocher l'histoire de la formation de la chaîne de montagnes la plus près de nous, les Appalaches, cette chaîne qui s'étend du nord de la Floride jusqu'à Terreneuve, en passant par le Québec où les Appalaches sont aussi appelées Monts Notre-Dame.

On a vu, dans la section précédente, qu'il y a 700 Ma, un mégacontinent, Rodinia, rassemblait toutes les masses continentales. Par la suite, ce mégacontinent s'est fragmenté et des morceaux de croûte continentale ont commencé à "dériver" les uns par rapport aux autres, entraînés par le déplacement de plaques tectoniques relié à la fabrication de nouveaux planchers océaniques et au processus du tapis roulant.

Cette première carte montre la position du continent Rodinia il y a 600 Ma, soit à la fin du Précambrien.

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À la fin du Précambrien (Néoprotérozoïque), entre -650 et -600 Ma, une accumulation de chaleur sous le grand continent Rodina a soulevé celui-ci et créé des forces de tension qui ont progressivement développé des rifts continentaux, entre autres à la hauteur de la chaîne de Grenville; ceux-ci vont contribuer à disperser les pièces.

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Du Cambrien à la pangée

 

 

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Ce qui restait de Rodinia était une grande masse continentale qu'on a appelé Gondwana englobant le Précambrien de l'Amérique du Sud, de l'Afrique, de l'Australie, de l'Antarctique, du sud de l'Europe et de la Chine. Les flèches indiquent le déplacement relatif des trois petits continents. Progressivement s'ouvrait un océan entre Laurentia et Gondwana, un océan que les géologues ont appelé l'Océan Iapétus et dont l'évolution sera particulièrement scrutée ici puisqu'elle a conduit à la formation de nos Appalaches. On doit donc supposer l'existence d'une dorsale médio-océanique entre Laurentia et Gondwana.

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Cet océan s'ouvrait grâce à l'étalement des fonds océaniques à partir d'une dorsale. Dans cet océan se déposaient des sédiments. Sur le plateau continental de Laurentia par exemple, se déposaient des sédiments d'eau peu profonde: sables, boues, calcaires. Une faune et une flore localement abondantes vivaient sur ces fonds marins et ont été incorporées dans les sédiments. Plus au large, des quantités énormes de sédiments provenant de l'érosion de la chaîne de Grenville se déposaient au pied du talus continental, sur le glacis.

Durant pratiquement tout le Cambrien, la marge de Laurentia correspondait au modèle de marge passive que nous avons vu à la section 1 de ce cours (formation des chaînes de montagnes). À ce stade, Gondwana demeurait relativement stationnaire.

Il y a 500 Ma, à la toute fin du Cambrien, une cinquantaine de Ma après le début de l'ouverture de Iapetus, il s'est développé à la marge sud de Laurentia, une zone de subduction, créant du même coup un arc volcanique insulaire. Le mouvement s'était renversé. On est passé d'un océan de type Atlantique, i.e. en ouverture avec marges passives, à un océan de type Pacifique, en fermeture, avec marges actives.

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Un enfoncement de la croûte océanique au large de Laurentia a formé une zone de subduction et induit un arc insulaire volcanique dont on retrouve aujourd'hui des vestiges dans les Appalaches du Québec. Des épanchements volcaniques venant de l'arc insulaire se mêlaient aux grandes épaisseurs de boues et de sables qui s'accumulaient entre la marge continentale et l'arc volcanique.

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 Cette situation correspond au modèle de transformation d'une marge continentale passive en une marge active que nous avons vu à la section 1 de ce cours (formation d'une chaîne de montagnes).

Quelques 20 Ma plus tard, il y a 480 Ma, au début de l'Ordovicien, la fermeture de Iapetus se poursuivait et les arcs volcaniques insulaires fonctionnaient toujours. Au sud, un chaînon de petites masses continentales s'était détaché de Gondwana et amorçait sa migration vers le nord.

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Vers la fin de l'Ordovicien, il y a 450 Ma, Iapetus continuait à se refermer. L'arc volcanique insulaire qui se trouvait au large de Laurentia entra en collision avec la marge continentale de Laurentia: une chaîne de montagne s'est formée, la chaîne taconnienne, la première phase de la formation des Appalaches.

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Il s'est agi d'une collision de type lithosphère océanique contre lithosphère continentale pour former une chaîne de montagnes immature.

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Jouxtant la chaîne taconnienne, il y avait une zone de roches non déformées, la Plate-forme du St-Laurent, correspondant aux sédiments déposés sur le plateau continental. Une grande partie de la chaîne taconnienne a été transportée sur la Plate-forme du St-Laurent, à la faveur d'une grande zone de décollement, la faille Logan (trait gras rouge sur la figure). Cette collision est assimilable au chevauchement, soulèvement et déformation des sédiments du bassin, puis de la formation d'une chaîne plissée immature, un sujet présenté à la section 1 de ce cours (formation d'une chaîne de montagnes).

Au début du Silurien, il y a 440 Ma, l'espace océanique (Iapétus) entre Laurentia, Baltica et Siberia continuait à se refermer. En particulier, Baltica accompagné du chaînon de microcontinents se rapprochait de Laurentia. L'un de ces microcontinents, le plus occidental, était Avalonia (Avalonia tire son nom de la péninsule d'Avalon à Terreneuve qui est formée par cet ancien microcontinent). Le pôle sud était occupé par la marge sud de Gondwana, plus particulièrement le nord de l'Afrique actuelle. Signalons ici qu'on connaît au Maroc des dépôts glaciaires d'âge Ordovicien supérieur; pas surprenant, puisque le nord de l'Afrique se situait au pôle sud. Depuis le début du Cambrien, Gondwana était demeuré passablement stationnaire. Il amorce ici sa migration vers le nord. L'espace océanique entre au nord Baltica et au sud Gondwana a été appelé l'Océan Rhéïque.

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Au milieu du Silurien, il y a 430 Ma, Iapetus était un océan étroit entre Laurentia et Baltica. La collision Baltica-Laurentia s'amorçait au sud. Gondwana migrait vers le nord.

La faible élévation de la chaîne taconienne a permis une érosion rapide qui, couplée à un enfoncement tectonique, a amené un envahissement progressif de la mer. Il s'est donc développé, entre Laurentia et Avalonia, un bassin marin (toujours l'océan Iapétus) qui durant tout le Silurien et une grande partie du Dévonien recevra les sédiments provenant de l'érosion de la jeune chaîne taconienne et du continent Laurentia, ainsi que des épanchements volcaniques reliés possiblement à une zone de subduction au large de la chaîne taconienne.

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La faible élévation de la chaîne taconienne a permis une érosion rapide qui, couplée à un enfoncement tectonique, a amené un envahissement progressif de la mer. Il s'est donc développé, entre Laurentia et Avalonia, un bassin marin (toujours l'océan Iapétus) qui durant tout le Silurien et une grande partie du Dévonien recevra les sédiments provenant de l'érosion de la jeune chaîne taconienne et du continent Laurentia, ainsi que des épanchements volcaniques reliés possiblement à une zone de subduction au large de la chaîne taconienne.

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Au Québec, dans le bassin de Gaspésie, les suites sédimentaires se déposaient dans des milieux relativement peu profonds de type plateau continental. Par exemple, c'est vers la fin du Silurien que s'y est développée une grande barrière récifalequi va de la pointe de la Gaspésie, jusqu'aux Cantons de l'Est; ce qui forme aujourd'hui le sud du Québec se trouvait alors dans la zone tropicale, autour des 25° au sud de l'équateur. Sur la plate-forme d'Anticosti (partie de la Plate-forme du St-Laurent) se déposaient des calcaires en eaux peu profondes. Les relations entre la plate-forme d'Anticosti et le bassin de Gaspésie sont pour le moment mal comprises.

À la fin du Silurien - début Dévonien, il y a quelque 420 Ma, l'Océan Iapetus était presque refermé.

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Durant la période allant de -420 à - 380 Ma la collision se fera progressivement du sud vers le nord pour former la chaîne acadienne au sud (seconde phase des Appalaches) et la chaîne calédonienne au nord entre le Groenland et la Scandinavie. Cette grande chaîne acadienne-calédonienne est venue souder Baltica à Laurentia pour former une plus grande masse continentale.

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Au niveau des Appalaches, les sédiments et les roches volcaniques qui s'étaient déposés durant tout le Silurien et une grande partie du Dévonien dans l'océan Iapetus ont été soulevés et déformés pour construire la chaîne acadienne, la seconde phase des Appalaches, qui est venue se superposer à la chaîne taconienne. Au sud, l'océan Rhéïque se refermait progressivement entre Gondwana et le nouveau continent Laurentia-Baltica.

Au milieu du Dévonien, il y a 380 Ma, l'ensemble des masses continentales se regroupait. L'océan Rhéïque était presque fermé. C'était le début de la collision entre Gondwana et Laurentia-Baltica, deux grandes masses continentales. Ce fut le dernier soubresaut des Appalaches.

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La collision se terminera 20 à 40 Ma plus tard, autour de -340 Ma, avec la fermeture du bras de mer entre les deux masses continentales et la formation de la chaîne des Mauritanides (Maroc), aussi appelée la chaîne hercynienne.

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C'est finalement à la fin du Carbonifère, il y a 300 Ma, que s'est terminé le regroupement des pièces continentales pour former ce mégacontinent de Wegener, la Pangée, une histoire de près de 300 Ma. Ce mégacontinent de la Pangée va demeurer stable jusqu'à la fin du Trias, soit pour une période d'environ 100 Ma, où il commencera à se fragmenter pour donner naissance, entre autres, à l'Atlantique (page suivante).

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Au Dévonien inférieur (- 400 millions d'années) les conditions sèches prévalaient à travers  l'Amérique du Nord, la Sibérie, la Chine et l'Australie. L'Amérique du Sud et l'Afrique étaient couvertes par des mers fraîches et tempérées.- page 14 - Il y eut migration des poissons des eaux froides du pôle sud vers le nord. C'est finalement au milieu du Dévonien, il y a  390 Ma, qu'a eu lieu cette  collision entre les microcontinents (dont Avalonia) et Laurentia, collision qui a formé la seconde phase des Appalaches, la chaîne acadienne. L'océan Rhéïque se refermait toujours. Au Dévonien moyen (- 385millions d'années) l'équateur est à travers l'Arctique canadien. La houille commencent à s'accumuler dans les régions où les plantes fleurissent dans la ceinture équatoriales pluvieuse. Des mers peu profondes sous des cieux sans nuages couvre la plupart de l'Amérique du Nord, de la Sibérie et de l'Australie. Notons que le paléomagnétisme indique une première phase de dérive des continents du Gondwana au Dévonien moyen, les amenant vers le sud en les éloignant de la Laurasie, ce qui les prépare à la glaciation du Carbonifère supérieur. Au Dévonien supérieur (- 370 millions d'années) la Pangée commence à s'assembler.  La houille se forme pour la première fois dans les forêts tropicales de l'Arctique canadien et en Chine du sud. Les glaciers couvrent en partie le bassin amazonien, localisé au pôle Sud.

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Carbonifère ( de –286 à –360 Ma) Au carbonifère inférieur - (tournaisian- visean) (- 350 millions d'années), la Pangée se déplace vers le Nord et les ceintures climatiques se déplacent vers le Sud. Les forêts tropicales s'étendent de l'Arctique canadien, à Terre-Neuve et à l'Europe de l'Ouest.  Les régions désertiques du centre de l'Amérique du Nord commencent à se rétracter. L'hémisphère Sud commence à se refroidir. Au carbonifère moyen - (Serpukhovian) (- 330 millions d'années)- 330 millions d'années) des forêts équatoriales humides couvrent les régions tropicales de la Pangée, délimitée au Nord et au Sud par des déserts. La glace du pôle Sud commence à s'étendre vers le Nord. A noter la présence de vertébrés quadripèdes dans les marais. A la fin du Carbonifère, il y a  310 Ma, ce fut le début de la  collision entre Gondwana et LaurentiaBaltica, deux grandes masses continentales.

La collision a d'abord eu lieu au niveau des Maritimes (côté Laurentia, incluant Avalonia) et du Maroc (côté Gondwana). Ce fut le dernier soubresaut des Appalaches. Plus vers l'ouest, il y avait encore un bout d'océan. Durant le Carbonifère supérieur - (gzelian) (- 300 millions d'années), les forêts équatoriales humides couvrent les régions tropicales de la Pangée qui était délimitée au Nord et au Sud par le désert. De la glace recouvrait le pôle Sud Permien (de –245 à –286) Au Permien inférieur (- 280 millions d'années), la plupart de l'hémisphère sud est couvert par la glace que les glaciers poussaient vers le Nord. La houille fut produite dans les forêts équatoriales humides et tempérées durant les chaudes périodes interglaciaires. C'est finalement à la fin du Permien, il y a 250 Ma, que s'est terminée la collision. Au nord, il s'est formé entre Baltica et la Russie, la chaîne des Ourals. On reconnaîtra ici facilement la Pangée de Wegener, une grande masse continentale issue du rassemblement de plusieurs masses de plus petites dimensions qui ont mis près de 250 Ma à se réunir. Ce  mégacontinent de la Pangée va demeurer stable jusqu'à la fin du Trias, soit pour une période d'environ 50 Ma, où il commencera à se fragmenter pour donner naissance entre autre à l'Atlantique

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Au Permien supérieur ( - 260 millions d'années) la forêt équatoriale humide disparaît et le désert s'étend à travers la Pangée centrale et vers l’ouest. Tandis que le Sud se couvre de glace, une calotte glacière apparaît au pôle Nord. La Chine se trouve à l'équateur. La forêt tropicale couvre le sud de la Chine, alors qu'elle se trouve à l'équateur. Il y a propagation des reptiles. DISPARITION DE 99% DES ESPECES- page 16 - Trias (de –208 à –245 Ma) Au Trias inférieur (- 240 millions d'années), l'intérieur de la Pangée était aussi chaude et sèche qu'aux 2 périodes suivantes. Le climat tempéré s'étendait aux pôles. Ce fut la période la plus chaude de l'histoire de la Terre. Le rapide changement vers un climat chaud, à la fin du Permien, peut avoir créé une serre mondiale qui provoqua aussi l'extinction du  Permien-triasique. 99% des espèces disparurent. Mais la cause n'est pas déterminée. Lors du Trias moyen (- 230 millions d'années), l'intérieur de la Pangée était sec. Les régions polaires étaient chaudes, même pendant l'hiver. Pendant le Trias supérieur ( - 220 millions d'années) le climat général était chaud. Il n'y avait pas de glace, ni au pôle Nord, ni au pôle Sud. Les températures tempérées s'étendaient jusqu'aux pôles. Jurassique (de –144 à 208 Ma) Pendant les Jurassique inférieur et moyen (de - 160 à - 200 millions d'années), la grande mousson de Pangée battait son plein. La Pangée intérieure était très aride et chaude. Les déserts couvraient ce que sont devenues, de nos jours, les forêts tropicales humides d'Amazonie et du Congo. La Chine, entourée de vents porteurs d'humidité, était luxuriante et verdoyante.

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La fragmentation de la Pangée a commencé  fin-Trias/début-Jurassique, mais c'est vers la fin du Jurassique, il y a  160 Ma, que la fragmentation est devenue plus évidente et qu'elle  a commencé à individualiser les masses continentales que nous connaissons aujourd'hui. Signalons deux éléments en particulier: la position d'un morceau de la Pangée qui deviendra l'Inde, coincé entre l'Afrique et l'Antarctique, et l'existence de la Téthys, entre l'Afrique et l'Eurasie. La première rupture s'est d'abord faite dans un axe est-ouest et a donné lieu à un océan qui s'ouvrait en ciseaux, le pivot se situant au niveau de l'actuel Gibraltar. L'ouverture s'est faite à la faveur d'une dorsale médiane. Ce mouvement en ciseaux a entraîné, à l'est, le début de fermeture de la Téthys et la création d'une zone de subduction. Au sud, il y eut un début d'ouverture entre le bloc formé de l'Amérique du Sud et de l'Afrique et le bloc formé de l'Antarctique, de l'Inde et de l'Australie. Pendant le Jurassique supérieur ( - 150 millions d'années) le climat global commença à changer à la suite de la rupture de la Pangée. L'intérieur de la Pangée devint moins sec et les neiges et glaces saisonnières recouvraient les régions polaires.- page 17 - Crétacé ( de –66 à –144 Ma) Au Crétacé inférieur (- 140 millions d'années) le climat mondial était une douce glacière. Il y avait de la neige et de la glace à la saison froide et des forêts de zones tempérées et fraîches, couvraient les régions polaires. Au début du Crétacé, il y a 130 Ma, une accentuation de l'ouverture en ciseaux à l'ouest a entraîné un accentuation de la fermeture de la Téthys à l'est. Il y eut un début de rupture entre l'Amérique du Sud et l'Afrique. Une dorsale ouvrit un océan entre le bloc de l'Afrique-Amérique du Sud et le bloc de l'Antarctique-Inde-Australie; c'était l'embryon de l'Océan Indien.

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Migration des animaux du pôle sud jusqu’au pôle nord. Apparition d’espèces vivant en eaux tièdes dans la mer Tethys. Un peu plus tard au Crétacé, soit il y a 100 Ma, la séparation entre l'Amérique du Sud et l'Afrique fut définitive; une longue mer linéaire, avec une dorsale médiane, divisait ces deux continents. Au sud, une dorsale en Y s'établissait; une branche séparait l'Inde de l'Afrique, une autre séparait le bloc Antarctique-Australie de l'Inde. C'est à la faveur de cette dernière branche que l'Inde a commencé sa longue migration vers le nord. Cette migration va se faire entre deux longues failles transformantes. Au nord, la Téthys continuait à se refermer. Lors du Crétacé supérieur ( - 70 millions d'années) le climat général était plus chaud qu'aujourd'hui. Les glaces étaient absentes des pôles. Les dinosaures migraient des régions froides vers les régions chaudes à chaque changement de climat.

Tertiaire Paléocène (de –58 à –66 Ma) Durant le Paléocène ( - 58 à - 66 millions d'années), le climat était plus chaud qu'aujourd'hui. Les palmiers poussés au Groenland et en Patagonie. La Mangrove inondée le sud australien, localisé par 65° de latitude Sud. Il est a noté que les événements de la couche K/T (disparition des dinosaures, il y a 65 millions), même s'ils se sont déroulés sur des millénaires, ne peuvent pas être visibles sur un survol de plusieurs millions d'années. Eocène (de –37 à –58 Ma) L’Eocène inférieur ( - 50 millions d'années) fut une période planétaire chaude (la plus chaude de tout le Cénozoïque). L'Inde était couverte de forêts tropicales humides et les forêts tempérées chaudes recouvraient l'Australie. Les alligators ont nagé dans des marais proches du Pôle du nord et les palmiers se sont développés en Alaska méridional. La plupart de l'Eurasie centrale était chaude et humide. Au début du Tertiaire (éocène), il y a  50 Ma, l'océan Atlantique était véritablement individualisé. La Téthys se refermait de plus en plus pour former progressivement le système alpin (au sens géologique du terme) en Afrique du Nord, et de l'Europe à l'Iran. C'est ici qu'est née la Méditerranée. L’Eocène moyen et supérieur (de - 37 à - 50 millions d'années) est marqué par un net refroidissement et une sécheresse marquée aux hautes latitudes. En effet, les rapports isotopiques de l’oxygène établis sur des coquilles d’invertébrés marins indiquent une chute de 10°C de la température moyenne des eaux du Pacifique ; l’étude des paléoflores éocène et oligocène de la côte ouest nord-américaine indiquent une chute de 8°C. Ainsi, l’Antarctique se couvre de glace et les zones boisées de type tropical se trouvent limitées à une mince bande alors que les forêts tempérées à conifères et arbres caducifoliés se développent dans les zones à climat contrasté. Ce changement de flore a pu perturber le régime alimentaire des phytophages, de leurs prédateurs et donc perturber les réseaux trophiques. Plusieurs causes ont été invoquées pour ce changement climatique, mais rien n'est certain : - un changement d’inclinaison de l’axe terrestre (celui-ci passant de la verticale à une inclinaison de 23°) aurait entraîné une augmentation des surfaces soumises aux faibles rayonnements solaires et donc un refroidissement général ; - une perturbation des courants océaniques aurait amené des eaux froides polaires en domaine intertropical (l’ouverture du passage entre Norvège et Groenland dans l’hémisphère Nord et l’ouverture du passage entre Antarctique et Australie dans l’hémisphère Sud auraient modifié les circulations océaniques et atmosphériques planétaires). A la fin de l’Eocène, les Mammifères atteignent leur diversité maximale (122 familles) et tous les types adaptatifs connus actuellement sont déjà présents. Une crise, vers 34 Ma BP(changement climatique ?), voit la disparition de groupes archaïques dès la seconde moitié de l’Eocène et l’essor des groupes

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modernes dès le début de l’Oligocène, mais le nombre de famille (70) reste bien inférieur à celui des temps éocènes. S’éteignent ou déclinent les Multituberculés, les Condylarthres, les  Uintathères et les Marsupiaux de l’hémisphère Nord. La nouvelle vague est dominée par les Rongeurs modernes (ils occupent la niche écologique des Multituberculés), les carnivores Fissipèdes (Canidés, Viverridés et Mustélidés) et les Ongulés. Oligocène (de-24 à –37 Ma) Durant l'Oligocène (de - 24 à - 37 millions d'années), la glace recouvrait le Pôle du sud, mais pas le Pôle du nord.

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 Les forêts tempérées chaudes couvraient le Nord de l' Eurasie et l' Amérique du Nord. Miocène (de –5 à –24 Ma) Pendant le Miocène (de - 5 à - 24 millions d'années), le climat  était semblable au climat d'aujourd'hui, mais plus chaud. Les ceintures climatiques bien définies s'étirées des pôles à l'équateur, cependant, il y avaient des palmiers et des alligators en Angleterre et au Nord de l'Europe . L'Australie était moins aride qu'elle l'est maintenant. Il y a à peine 10 Ma, la plaque indienne emboutissait la Chine, créant ainsi l'Himalaya.

 

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Commentaires (6)

1. clulgeMag (site web) 08/04/2013

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2. coargairm 09/07/2013

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3. vdsciences (site web) 09/07/2013

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4. coargairm 11/07/2013

Nice phrase

5. Sandra Lascive (site web) 21/02/2014

Bonjour webmestre !
Je travaille sur le sujet Amérique Centrale, plus exactement le costa rica, et je développe actuellement un sujet sur les Amériques. C'est en recherchant des références pour mon article en tapant carte du miocène dans google que je suis arrivée sur votre article extraordinairement bien développé. Du coup je risque de passer pour un cruche vu la richesse de votre vocabulaire et votre maîtrise sur le sujet. J'aimerai vous proposer de m'écrire un article que je publierai sur mon site avec un lien pointant vers votre page d'accueil. Mon blog est en Dofollow, c'est un lien dur assuré. Pourriez vous me contacter sur mon mail privé si vous êtes d'accord ?
Cordialement :
Sandra Lascive

6. faculté snv (site web) 23/12/2014

merci pour l'article

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Date de dernière mise à jour : 26/06/2015