la terre, âgée de 4,57Ga d'années, est constituée en surface de deux types de croûtes:
►la croûte continentale
►La croûte océanique
De nature différente, elles présentent des caractéristiques bien distinctes:
►La croûte océanique n'est pas âgée de plus de 190Ma d'années.
►la croûte continentale présente des roches d'âges variés, de 4,1Ma d'années.
Nous pouvons nous demander comme question, Quelles sont les traces observables sur la croûte terrestre qui témoigne de l'histoire de la terre?
L'étude de fond océaniques montre l'absence de croûte océanique avant -190Ma, c'est à dire avant le jurassique inférieur.
Les gneiss de la formation d'Acasta au canada datés de -4,08 Ga, sont considérés comme les plus vieilles roches échantillonnées au monde.
Les âges variés des terrains continentaux sont le résultat de l'histoire de la Terre.
Les domaines continentaux sont constitués de cratons, formés d'un socle rigide granitique et mis en place au Précambrien.
Des chaînes de montagnes anciennes et érodées les entourent, formant des ceintures orogéniques.
En périphérie se trouvent des chaînes de montagnes plus récentes. Un cycle orogénique est la succession des événements conduisant à la formation d'une chaîne de montagnes, puis à sa disparition, notamment par érosion.
la sédimentation dans un bassin sédimentaire, l'orogenèse ou formation de chaînes de montagnes, puis la disparition de ce relief. Chaque début de cycle orogénique est marqué par une discordance, c'est-à-dire la présence de terrains plus récents déposés sur des terrains affectés par le cycle orogénique précédent.
À la fin de chaque cycle, les blocs continentaux ne reviennent pas à la situation existant au début du cycle, car des masses continentales nouvellement formées, modifiées tectoniquement et érodées, sont ajoutées à la croûte continentale préexistante, ce qui entraîne sa croissance.
L' âge des roches est déterminé par les méthodes de chronologie absolue. Les résultats indiquent que la coûte continentale est fromée de roches dont l'âge est compris entre 0 et 4 milliards environ.
Les roches continentales sont donc en grande partie beaucoup plus vieilles que celles de la croûte océanique, dont l'âge ne dépasse pas 200millions d'années. Certaines atteignent presque l'âge de la Terre(4,5Ga)
Cette différence est due au fait que la lithosphère océanique entre en subduction et disparait en profondeur, alors que les roches de la lithosphère continentale, moins dense, restent en surface
B) Les traces de chaînes de montagne
Les roches de même âge sont réparties sur différents continent. Elles froment des alignements nommés ceintures orogéniques, car elles sont issues de la formation de chaînes de montagne
A)Les ophiolites
Les ophiolites et les sédiments formés au fond des océans témoignent de la présence d'un ancien océan alpin. Cet océan s'est fermé lors de la collision entre la plaque africaine et la plaque eurasienne sous l'effet de forces de convergence. Les ophiolites marquent la suture des deux plaques lithosphériques
Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique observables à l'affleurement en domaine continental au sein des chaînes de montagnes de collision.
Les complexes ophiolitiques sont composés du bas vers le haut de roches mantelliques, les péridotites, surmontées par des gabbros, puis des basaltes formant d'abord un complexe filonien puis se présentant en oreillers.
L'ophiolite du Chenaillet dans les Alpes françaises
Au niveau des chaînes de collision, les ophiolites forment une suture ophiolitique, qui témoigne de la fermeture d'un ancien domaine océanique. Dans le cas des Alpes, la formation de l'océan alpin fut suivie par sa fermeture lors de la subduction de la plaque européenne sous la plaque eurasiatique.
La faible densité de la lithosphère continentale par rapport à l'asthénosphère a entraîné le blocage de cette subduction, conduisant à la collision continentale des deux plaques. Cette collision a entraîné l'exhumation des ophiolites alpines et la formation de reliefs élevés. Dans d'autres cas, comme au sultanat d'Oman (dans la péninsule arabique), le recouvrement d'une marge continentale par le plancher océanique, ou obduction, a lieu en absence de subduction et conduit à la présence d'ophiolites visibles en surface.
B) L'origine des ophiolites
Les ophiolites portent des indices métamorphiques. Ces indices révèlent que les ophiolites résultent de phénomènes d'obduction ou de subduction. L'érosion permet d'exhumer ces ophiolites ainsi visibles en domaine continental.
Certains minéraux indiquent que les roches de la lithosphère océanique on subi un métamorphisme.
La métamorphisme se caractérise par des transformations minéralogiques à l'état solide, engendrées par les conditions de pression et de température subies par les roches ainsi que par l'hydratation ou la déshydratation des roches. Les minéraux nouvellement formés sont caractéristiques des conditions de pression et de température de leur formation
Les roches (basaltes, gabbros) de certaines ophiolites contiennent des minéraux tels que la chlorite ou l'actinote, minéraux à dominante verte. Ces minéraux indiquent que ces roches ont subi un métamorphisme de basse température et de basse pression s'accompagnant d'une hydratation des roches. On parle de métamorphisme hydrothermal. Ces transformations ont lieu lorsque la lithosphère océanique nouvellement formée s'éloigne des dorsales. En s'éloignant, elle refroidit et s'hydrate, ce qui provoque des transformations minéralogiques.
Ces roches formées par un métamorphisme basse température et basse pression indiquent que ces ophiolites se sont retrouvées dans les chaînes de montagnes par obduction. La lithosphère océanique a été charriée sur la lithosphère continentale. Elle n'est pas entrée en subduction
Les gabbros et basaltes ayant subi un hydrothermalisme sont appelés respectivement métagabbros et méta basaltes. Lorsqu'ils contiennent des minéraux verts, on précise qu'ils sont à faciès schistes verts. le faciès indique l'association minéralogique
Les gabbros d'autres ophiolites contiennent des minéraux tels que le glaucophane ou le grenat. Ce sont des minéraux caractéristiques d'un métamorphisme de haute pression et de basse température. Ceux-ci indiquent que la lithosphère océanique est entrée en subduction . Les hautes pressions correspondent à un enfouissement en profondeur. Ils se trouvent dans les chaînes de montagnes suite à la collision ayant permis leur remontée en surface et à l'érosion permettant leur mise à nu
La transition entre la croûte continentale et la croûte océanique s'effectue au niveau d'une zone appelée marge continentale. On distingue les marges passives, où la transition entre les deux croûtes s'effectue au niveau d'une même plaque lithosphérique, et les marges actives, qui correspondent à une frontière de plaques où la lithosphère océanique est en subduction sous la lithosphère continentale.
Les marges passives, contrairement aux marges actives, ne présentent ni activité sismique ni activité volcanique. Elles sont constituées de blocs basculés, séparés par des failles normales. Elles sont caractérisées par une croûte continentale fracturée, amincie et étirée, portant les marques de la distension datant de la déchirure initiale du continent avant l'accrétion océanique. Cette déchirure continentale (ou rifting) consiste en la formation d'un rift, stade initial de l'ouverture d'un océan. Lors d'un rifting actif, la remontée de matériel chaud d'origine mantellique est à l'origine d'un bombement régional de quelques centaines de kilomètres, suivi par une extension de la croûte continentale. Ainsi se forment les blocs basculés, les failles normales et le fossé tectonique central ou rift, accompagné d'un volcanisme actif. Puis l'ouverture océanique conduit à la formation de la croûte océanique qui s'intercale entre les deux marges continentales. Une invasion marine peut submerger le rift, constituant l'océan. Lors d'un rifting passif, des contraintes tectoniques opposées au sein de la lithosphère entraînent un étirement et un amincissement de la croûte, ce qui crée le rift. La diminution de la pression lithosphérique entraîne une remontée de matériel mantellique, à l'origine d'un volcanisme modéré. Ainsi, les stades initiaux de la fragmentation continentale correspondent à la mise en place d'un rift continental. Les marges continentales passives correspondent donc aux bords auparavant jointifs de l'ancien rift continental, actuellement séparés par la croûte océanique
Fragmentation continentale et ouverture océanique
La dynamique de la lithosphère détermine les différentes périodes paléogéographiques, caractérisées par la disposition relative des lithosphères continentales et océaniques. Elle se caractérise par la réunion de blocs continentaux, conséquence des collisions orogéniques repérées grâce à la présence de sutures ophiolitiques. Ces réunions de blocs continentaux se sont répétées plusieurs fois dans l'histoire de la Terre en formant des supercontinents, dont le plus récent, la Pangée, fut constituée au Carbonifère et disloquée au Trias. Ces périodes alternent avec des périodes de fragmentation continentale, caractérisées par la mise en place des marges continentales passives, qui conduisent à la mise en place de nouvelles dorsales océaniques. Les traces de ces différentes structures géologiques sont les témoins du passé mouvementé de la planète Terre.
les marges passives bordant un océan sont caractérisées par des failles normales et des blocs basculés, ces marques témoignent de mouvements de divergence. Les marges passives sont les traces d'ancien rifts continentaux.
Certains océans, comme l'océan Atlantique, sont bordés par des marges passives. Elles sont dites passives car elles sont dépourvues d'activités sismique et volcanique. Elles correspondent au passage du continent à l'océan.
la terre, âgée de 4,57Ga d'années, est constituée en surface de deux types de croûtes:
►la croûte continentale
►La croûte océanique
De nature différente, elles présentent des caractéristiques bien distinctes:
►La croûte océanique n'est pas âgée de plus de 190Ma d'années.
►la croûte continentale présente des roches d'âges variés, de 4,1Ma d'années.
Nous pouvons nous demander comme question, Quelles sont les traces observables sur la croûte terrestre qui témoigne de l'histoire de la terre?
L'étude de fond océaniques montre l'absence de croûte océanique avant -190Ma, c'est à dire avant le jurassique inférieur.
Les gneiss de la formation d'Acasta au canada datés de -4,08 Ga, sont considérés comme les plus vieilles roches échantillonnées au monde.
Les âges variés des terrains continentaux sont le résultat de l'histoire de la Terre.
Les domaines continentaux sont constitués de cratons, formés d'un socle rigide granitique et mis en place au Précambrien.
Des chaînes de montagnes anciennes et érodées les entourent, formant des ceintures orogéniques.
En périphérie se trouvent des chaînes de montagnes plus récentes. Un cycle orogénique est la succession des événements conduisant à la formation d'une chaîne de montagnes, puis à sa disparition, notamment par érosion.
la sédimentation dans un bassin sédimentaire, l'orogenèse ou formation de chaînes de montagnes, puis la disparition de ce relief. Chaque début de cycle orogénique est marqué par une discordance, c'est-à-dire la présence de terrains plus récents déposés sur des terrains affectés par le cycle orogénique précédent.
À la fin de chaque cycle, les blocs continentaux ne reviennent pas à la situation existant au début du cycle, car des masses continentales nouvellement formées, modifiées tectoniquement et érodées, sont ajoutées à la croûte continentale préexistante, ce qui entraîne sa croissance.
L' âge des roches est déterminé par les méthodes de chronologie absolue. Les résultats indiquent que la coûte continentale est fromée de roches dont l'âge est compris entre 0 et 4 milliards environ.
Les roches continentales sont donc en grande partie beaucoup plus vieilles que celles de la croûte océanique, dont l'âge ne dépasse pas 200millions d'années. Certaines atteignent presque l'âge de la Terre(4,5Ga)
Cette différence est due au fait que la lithosphère océanique entre en subduction et disparait en profondeur, alors que les roches de la lithosphère continentale, moins dense, restent en surface
B) Les traces de chaînes de montagne
Les roches de même âge sont réparties sur différents continent. Elles froment des alignements nommés ceintures orogéniques, car elles sont issues de la formation de chaînes de montagne
A)Les ophiolites
Les ophiolites et les sédiments formés au fond des océans témoignent de la présence d'un ancien océan alpin. Cet océan s'est fermé lors de la collision entre la plaque africaine et la plaque eurasienne sous l'effet de forces de convergence. Les ophiolites marquent la suture des deux plaques lithosphériques
Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique observables à l'affleurement en domaine continental au sein des chaînes de montagnes de collision.
Les complexes ophiolitiques sont composés du bas vers le haut de roches mantelliques, les péridotites, surmontées par des gabbros, puis des basaltes formant d'abord un complexe filonien puis se présentant en oreillers.
L'ophiolite du Chenaillet dans les Alpes françaises
Au niveau des chaînes de collision, les ophiolites forment une suture ophiolitique, qui témoigne de la fermeture d'un ancien domaine océanique. Dans le cas des Alpes, la formation de l'océan alpin fut suivie par sa fermeture lors de la subduction de la plaque européenne sous la plaque eurasiatique.
La faible densité de la lithosphère continentale par rapport à l'asthénosphère a entraîné le blocage de cette subduction, conduisant à la collision continentale des deux plaques. Cette collision a entraîné l'exhumation des ophiolites alpines et la formation de reliefs élevés. Dans d'autres cas, comme au sultanat d'Oman (dans la péninsule arabique), le recouvrement d'une marge continentale par le plancher océanique, ou obduction, a lieu en absence de subduction et conduit à la présence d'ophiolites visibles en surface.
B) L'origine des ophiolites
Les ophiolites portent des indices métamorphiques. Ces indices révèlent que les ophiolites résultent de phénomènes d'obduction ou de subduction. L'érosion permet d'exhumer ces ophiolites ainsi visibles en domaine continental.
Certains minéraux indiquent que les roches de la lithosphère océanique on subi un métamorphisme.
La métamorphisme se caractérise par des transformations minéralogiques à l'état solide, engendrées par les conditions de pression et de température subies par les roches ainsi que par l'hydratation ou la déshydratation des roches. Les minéraux nouvellement formés sont caractéristiques des conditions de pression et de température de leur formation
Les roches (basaltes, gabbros) de certaines ophiolites contiennent des minéraux tels que la chlorite ou l'actinote, minéraux à dominante verte. Ces minéraux indiquent que ces roches ont subi un métamorphisme de basse température et de basse pression s'accompagnant d'une hydratation des roches. On parle de métamorphisme hydrothermal. Ces transformations ont lieu lorsque la lithosphère océanique nouvellement formée s'éloigne des dorsales. En s'éloignant, elle refroidit et s'hydrate, ce qui provoque des transformations minéralogiques.
Ces roches formées par un métamorphisme basse température et basse pression indiquent que ces ophiolites se sont retrouvées dans les chaînes de montagnes par obduction. La lithosphère océanique a été charriée sur la lithosphère continentale. Elle n'est pas entrée en subduction
Les gabbros et basaltes ayant subi un hydrothermalisme sont appelés respectivement métagabbros et méta basaltes. Lorsqu'ils contiennent des minéraux verts, on précise qu'ils sont à faciès schistes verts. le faciès indique l'association minéralogique
Les gabbros d'autres ophiolites contiennent des minéraux tels que le glaucophane ou le grenat. Ce sont des minéraux caractéristiques d'un métamorphisme de haute pression et de basse température. Ceux-ci indiquent que la lithosphère océanique est entrée en subduction . Les hautes pressions correspondent à un enfouissement en profondeur. Ils se trouvent dans les chaînes de montagnes suite à la collision ayant permis leur remontée en surface et à l'érosion permettant leur mise à nu
La transition entre la croûte continentale et la croûte océanique s'effectue au niveau d'une zone appelée marge continentale. On distingue les marges passives, où la transition entre les deux croûtes s'effectue au niveau d'une même plaque lithosphérique, et les marges actives, qui correspondent à une frontière de plaques où la lithosphère océanique est en subduction sous la lithosphère continentale.
Les marges passives, contrairement aux marges actives, ne présentent ni activité sismique ni activité volcanique. Elles sont constituées de blocs basculés, séparés par des failles normales. Elles sont caractérisées par une croûte continentale fracturée, amincie et étirée, portant les marques de la distension datant de la déchirure initiale du continent avant l'accrétion océanique. Cette déchirure continentale (ou rifting) consiste en la formation d'un rift, stade initial de l'ouverture d'un océan. Lors d'un rifting actif, la remontée de matériel chaud d'origine mantellique est à l'origine d'un bombement régional de quelques centaines de kilomètres, suivi par une extension de la croûte continentale. Ainsi se forment les blocs basculés, les failles normales et le fossé tectonique central ou rift, accompagné d'un volcanisme actif. Puis l'ouverture océanique conduit à la formation de la croûte océanique qui s'intercale entre les deux marges continentales. Une invasion marine peut submerger le rift, constituant l'océan. Lors d'un rifting passif, des contraintes tectoniques opposées au sein de la lithosphère entraînent un étirement et un amincissement de la croûte, ce qui crée le rift. La diminution de la pression lithosphérique entraîne une remontée de matériel mantellique, à l'origine d'un volcanisme modéré. Ainsi, les stades initiaux de la fragmentation continentale correspondent à la mise en place d'un rift continental. Les marges continentales passives correspondent donc aux bords auparavant jointifs de l'ancien rift continental, actuellement séparés par la croûte océanique
Fragmentation continentale et ouverture océanique
La dynamique de la lithosphère détermine les différentes périodes paléogéographiques, caractérisées par la disposition relative des lithosphères continentales et océaniques. Elle se caractérise par la réunion de blocs continentaux, conséquence des collisions orogéniques repérées grâce à la présence de sutures ophiolitiques. Ces réunions de blocs continentaux se sont répétées plusieurs fois dans l'histoire de la Terre en formant des supercontinents, dont le plus récent, la Pangée, fut constituée au Carbonifère et disloquée au Trias. Ces périodes alternent avec des périodes de fragmentation continentale, caractérisées par la mise en place des marges continentales passives, qui conduisent à la mise en place de nouvelles dorsales océaniques. Les traces de ces différentes structures géologiques sont les témoins du passé mouvementé de la planète Terre.
les marges passives bordant un océan sont caractérisées par des failles normales et des blocs basculés, ces marques témoignent de mouvements de divergence. Les marges passives sont les traces d'ancien rifts continentaux.
Certains océans, comme l'océan Atlantique, sont bordés par des marges passives. Elles sont dites passives car elles sont dépourvues d'activités sismique et volcanique. Elles correspondent au passage du continent à l'océan.
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