plaques tectoniques: histoire de plaques.

La terre s’est formée par accrétion il y a environ 4600MA.

Elle est constituée de plaques tectoniques ou lithosphériques qui peuvent s’écarter, s’affronter ou coulisser les unes par rapport aux autres.

A l’Archéen (4000MA à 2500MA) la terre produisait 2 à 4 fois plus de chaleur, évacuée par convection au niveau de rides océaniques. Il y avait de nombreuses rides et de nombreuses petites plaques hexagonales qui dérivaient très peu, lieux de formation des premières croûtes continentales.

Il semble que la mobilité lithosphérique a commencé lorsque la croissance continentale est devenue stationnaire : la superficie des masses continentales est constante depuis 1800 à 2000 MA (Icartien)

Les zones d’écartement des plaques sont les rifts océaniques où se crée la croûte océanique basaltique.

Les zones d’affrontement sont les zones de subduction et les zones de collision. Les continents, ayant une densité plus faible que le reste de la lithosphère, sont insubmersibles : ils se déplacent en permanence tantôt en se réunissant pour former un supercontinent tantôt en se fragmentant : c’est le cycle de Wilson qui peut durer de 300 à 500MA.

Le dernier supercontinent est la Pangée. Achevé au carbonifère, il se fractionne depuis le début du trias pour donner les plaques actuelles.

Certains auteurs situent le premier petit supercontinent aux alentours de 3000MA. Ce serait Vaalbara constitué de deux cratons (Kaapvaal et Pilbara).

Le suivant entre 2700 et 2100Ma serait Kenorland pour certains, mais plutôt Arctica puis Atlantica pour d’autres.

Viendrait ensuite de 1800 à 1500MA Columbia encore appelé Nuna (ensemble de 3 super continents), ph1 Suivi de Rodinia entre 1150 et 750MA (première Pangée = terre unique). ph2

L’avant dernier de 750 à 500MA, Pannotia formé d’un supercontinent Gondwana et de 3 plus petits : Baltica, Siberia et Laurentia. -ph3

Enfin la Pangée de 420 à 300MA.-ph4

Dans le futur, peut être dans 100 ou 200MA, une future Pangée : l’Amasie. -ph5

C’est lors des collisions entre les masses continentales que se forment les chaînes de montagnes :

-Chaîne Icartienne qui aurait pu constituer un supercontinent d’Atlantica ou de Columbia.

-Chaîne Pentévrienne qui aurait achevé le supercontinent Rodinia

-Chaîne Panafricaine et Cadomienne (sa partie européenne), aurait parachevé Pannotia.

-Chaîne Calédonienne qui réunit les continents Laurentia et Baltica en un seul : la Laurussia.-ph6

-La chaîne Varisque (Hercynienne et Mauritanides) va enfin réunir la Laurussia et le Gondwana pour former la Pangée. -ph7-8.

Pour compléter ces informations, voici quelques sites intéressants :

Si un lien ne répond pas, copiez l’adresse et collez la dans votre moteur de recherche .google ou autre.

https://www.youtube.com/watch?v=UwWWuttntio superbe animation !

http://www.vinsvignesvignerons.com/Geologie/Geologie-de-la-France/Une-breve-histoire-de-la-planete-terre

PALEOMAP Project : www.scotese.com/

http://www.dinosoria.com/formation-continent.html

https://www.notre-planete.info/actualites/4575-formation-supercontinents-pangee-Terre

http://www.simplegeo.ca/2012/01/la-pangee-netait-pas-unique-les.html

http://www.pourlascience.fr/ewb_pages/a/actu-comment-sont-apparus-les-premiers-continentsa-33042.php

lithothèque du limousin : http://pedagogie.ac-limoges.fr/svt/accueil/html/litho/index.htm

Centre Briançonnais de Géologie alpine https://www.cbga.net/

Les stromatolithes sont les plus anciens fossiles connus. Ils sont apparus vers 3,5 milliards d’années (en Australie, en Afrique du Sud) et vivent encore de nos jours.

Ce sont les premiers êtres vivants producteurs d’oxygène qui s’est d’abord accumulé dans les eaux des premiers océans avant de diffuser bien plus tard dans l’atmosphère et la rendre oxydante. Finalement, cet oxygène produit par les stromatolithes, puis autres organismes cellulaires, s’est accumulé dans l’atmosphère au précambrien sup vers 2,2 milliards d’années. L’ozone fait son apparition permettant le développement d’une vie sur la terre.

Les stromatolithes sont des structures carbonatées en feuillets empilés formés de particules sédimentaires piégées dans des tapis ou voiles algaires gélatineux.

A Plan de Phasy (05), dans l’eau courante, on peut observer des tapis gélatineux verts formés de cyanobactéries qui contribuent à l’édification de lamines stromatolithiques ph 1-2-3.

A Gandaillat (63-Clermont-Ferrand) dans les calcaires oligocènes bitumineux-ph 4, On peut voir tout un ensemble de stromatolithes-ph5 constituant de petites colonnes-ph6.

Une colonne est composée d’une mince couche superficielle vivante gélatineuse (tapis algaire) recouvrant des particules minérales piégées par ce tapis-ph 7.

Celui-ci est formé de filaments bactériens retenant efficacement les particules sédimentaires qui sont cimentées par précipitation du carbonate de calcium lors de l’activité photosynthétique.

Se reproduisant rapidement, un nouveau voile se reconstitue à la limite eau-sédiment, piège de nouvelles particules, une autre voile se reconstitue à nouveau au dessus etc…une colonne stromatolithique est née, pouvant croître d’un millimètre par an environ.

La superposition des lamines constitue la structure du stromatolithe-ph 8.

Le calcaire de Vitrolles (13), au niveau du plateau du Cengle, au pied de la Sainte Victoire, montre de majestueuses colonnes de plusieurs mètres de haut dont on reconnait bien les sommets occupés par les derniers voiles algaires au début du paléocène-ph 9.

Dans la carrière de Barrachin (05-St Crépin) on peut observer des lits de calcaires sombres (vases, micrites) alternant avec des lits de calcaires clairs, construits par des stromatolithes et ultérieurement dolomitisés –ph 10.

Ces stromatolithes sont bien visibles par l’alternance des lamines claires et sombres qui témoignent de l’activité rythmique photosynthétique des cyanobactéries –ph 11.

Des fragments de voiles algaires (chips ou frites) discontinus parfois redressés, emballés dans la micrite grise se sont formés lors de périodes d’assèchement. Lors de la remise en eau, ces croûtes séchées et fragmentées ont été dispersées dans la vase ultérieurement consolidée en micrite –ph 12.

Voici l’ animation qui décrit le phénomène ph 13.

Non loin de Peynier (13) dans les calcaires marneux du crétacé sup (campanien-fuvélien), la précipitation du carbonate de calcium en lamines claires et sombres est synchrone de l’activité synthétique de colonies bactériennes tapissant le fond (voiles algaires) ou encroûtant des débris (oncolites) –ph 14 et 15.

A Mas Rouge (13-Alpilles), au-dessus de l’ancienne mine de bauxite –ph 16, les calcaires du rognacien (maastrichtien) renferment de nombreux oncolites (pisolites = terme descriptif) de toutes tailles. On y voit bien les lamines concentriques autour d’un nucleus dont la nature est souvent reconnaissable (gravier, fragment de coquille…) –ph 17 et 18.

–Le fossé de Murs(84)- ph1- présente des calcaires du bédoulien à silex (aptien) complètement carriés par des microcodium, bactéries filamenteuses calciphages liées aux paléosols éocènes à caractères hydromorphes. Elles utilisaient le carbone du calcaire dans leur métabolisme puis rejetaient le reste sous forme prismatique.

Cet échantillon montre le front de l’altération du calcaire par ces paléobactéries ph 2 et 3.

De ce fait, les silex se trouvaient déchaussés et l’homme, put facilement exploiter ces silex dès le néolothique puis comme pierre à fusil, ensuite ph 4.

–Le fossé de Sénanque est situé tout près de celui de Murs ph 5. Il est limité, lui aussi, par des failles normales ph 6-et entouré de ces calcaires bédouliens carriés par les microcodium sur 40m d’épaisseur. Ils libéraient, de ce fait, des milliers de prismes de calcite, lesquels venaient sédimenter dans le lac oligocène de Sénanque ph 7. Ils ont constitué une roche appelée microcodiomite avec laquelle on a construit l’abbaye ph 8 et 9.

Nous avons trouvé d’autres microcodium près du village de La Penne, proche de Puget-Théniers (06), dans des marnes à la base des terrains nummulitiques ph 10 et 11.

De même, les argiles rouges éocènes de la bordure du plateau de Bibemus (Aix.13) sur lesquelles repose le miocène, renferment, elles aussi, les microcodium que voici ph 12 et 13.

Les microcodium peuvent aussi se présenter en lamines comme on peut le voir à Rognac (13) au dessus de la barre calcaire, à la base du paléocène –ph 14 et 15.

Ils sont apparus fin crétacé (campanien) et semblent disparaître au miocène.

Lithophyses de l’Estérel

Les lithophyses de l’Estérel, très esthétiques une fois taillées, ne se trouvent pas facilement –ph1.
Il faut les chercher sous les dômes de rhyolite fluidale, mais pas tous. Une partie au moins de ces dômes doit reposer dans un marécage ou lac. Dans ce cas, les sédiments gorgés d’eau voient leur température augmenter. L’eau se vaporise et forme des bulles de vapeur dont les parois sont les sédiments (le plus souvent des pélites, des tufs fins) –ph2.
Voici la rhyolite fluidale (pyroméride) du Mont Vinaigre –ph3.
Les bulles ne sont donc pas d’origine magmatique, il ne s’agit pas du dégazage du magma ou de bulles qu’on peut trouver dans les laves (scories, par exemple) –ph4.
Par la suite, des fluides chargés de minéraux (silice, fluorine, calcite…) plus ou moins teintés par des oxydes et mêlés aux pélites viennent remplacer la vapeur d’eau et se déposer dans la cavité, la remplir plus ou moins complètement –ph1.

Diapir :

Pli en forme de dôme qui s’élève lentement dans la croûte sous l’action de la pression lithostatique exercée par les roches sus-jacentes.

Les roches qui le constituent sont souvent du sel, du gypse, parfois des magmas (on parle souvent de diapir mantellique).

Ces roches ont une densité plus faible et une plasticité supérieure aux terrains encaissants.

La plupart des diapirs provençaux sont disposés sur de grandes failles, ce qui facilite la remontée des matériaux gypseux lors des phases de distension.

+ dentelles de Montmirail (84) :

Après les dépôts du crétacé, vers 40MA, pendant que les chevauchements pyrénéo-provençaux organisent la Provence, le diapir se manifeste en soulevant les calcaires tithoniens qui forment les 3 dentelles séparées par des synclinaux assez étroits-ph 1 et 2.

Sur la route de La Fare on voit très bien le contact jurassique sup (oxfordien) –trias du diapir- ph 3 et 4.

Une intense érosion suit cette période ; l’oligocène repose en discordance sur le diapir érodé-ph 1.

Vers la fin du miocène, le diapir est réactivé puisqu’on peut voir à Montmirail, les couches marno-calcaires de l’oligocène renversées –ph 5- comme en témoignent ces fentes de retrait en relief (au lieu d’être en creux)- ph 6. Le miocène inférieur et moyen est aussi affecté puisque ses couches sont très redressées-ph 7.

+ lac salé de Courthézon (84) :

Diapir qui n’a pas atteint la surface, seule de l’eau salée s’en échappe et remplit une dépression entourée de calcaires miocènes soulevés par le diapir avorté qui est en dessous. La partie au dessus de la nappe phréatique salée est occupée par des vignobles-ph 8, 9, 10.

Ce diapir avorté et celui des dentelles de Montmirail sont liés car situés sur le même réseau de failles (faille de Nîmes et failles associées).

+ Propiac (26) :

Les couches affectées par le diapir sont toujours très redressées à son contact comme ici à Propiac- ph 11.

+ Le Malpas, entre St Geniez et Authon (04) :

Souvent les diapirs qui s’élèvent à la faveur du jeu de failles sont de dimensions réduites- ph 12.

+ Bréziers (05) :

Les plans de chevauchement sont lubrifiés par les roches triasiques (gypse, sel, marno-calcaires plus ou moins dolomitisés, cargneules) qui constituent la “couche savon “.

C’est le cas pour la nappe de digne et son lobe Ouest qui porte le sommet de Mouisset. Le bombement du dôme de Remollon associé à des failles de distension a provoqué la remontée diapirique (depuis la couche savon) du matériel triasique au pied du sommet de Mouisset- ph 13.

+ Lazer- Upaix (05) :

Dans les Baronnies il y a plusieurs diapirs situés au cœur d’anticlinaux aux flancs très redressés, tel celui de Lazer-Upaix- ph 14.

L’érosion a dégagé les roches tendres du trias et du jurassique marneux (terres noires) provoquant des inversions de relief- ph 15.

Mais le trias gypseux affleure encore bien à Lazer où il est activement exploité- ph A.

Ce diapir injecté dans les terres noires doit avoir la forme d’un dôme hérissé de pointes puisqu’à Upaix on peut voir de petites masses décamétriques de gypse –ph B- intercalées dans les terres noires jurassiques-ph C.

+ Manosque (04) :

Le diapir constitué de sel et gypse oligocènes s’est élevé vers la surface sans l’atteindre dans le cœur d’un anticlinal au moment de la formation du Luberon (entre 8,5 et 5,8 Ma, à la fin du miocène)-ph 16.

C’est une sorte de pli diapir formé au moment de la compression (et non de la distension comme les autres).

Il a en son cœur une imposante masse de sel (plus de 800m d’épaisseur), roche imperméable utilisée par GEOSEL Manosque pour y stocker des produits pétroliers et du méthane. Au dessus et proche de la surface il y a du gypse-ph 17- qui a été exploité en souterrain au XIX siècle- ph18.