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MÉSOZOÏQUE

 


 

 

 

 

 

PLAN
*         MÉSOZOÏQUE
    *         1. Signification du terme mésozoïque
    *         2. Les subdivisions du mésozoïque
    *         3. La valeur stratigraphique des ammonites
    *         4. Les changements géologiques : l'ouverture des océans actuels
    *         5. La vie au mésozoïque
        *         5.1. Les reptiles géants : les dinosaures
            *         Les reptiles dans le milieu terrestre
            *         Les reptiles dans le milieu marin
            *         Les reptiles dans le milieu aérien
        *         5.2. Petits mammifères primitifs, archœopteryx et oiseaux à dents
        *         5.3. Les végétaux et les insectes
        *         5.4. L'extinction massive de la fin du mésozoïque
            *         L'hypothèse de la météorite
            *         Les autres hypothèses
    *         6. La Terre au mésozoïque
        *         6.1. L'ouverture des océans et la dérive des continents
    *         7. Les événements géologiques à l'échelle des continents
    *         8. Le mésozoïque en France

mésozoïque

Consulter aussi dans le dictionnaire : mésozoïque
Cet article fait partie du dossier consacré à l'histoire de la Terre.


Le mésozoïque est une ère géologique, d'une durée de 185 millions d'années, intermédiaire entre le paléozoïque et le cénozoïque, appelée autrefois secondaire.
Le mésozoïque voit la dislocation des masses continentales par l'ouverture des nouveaux océans. L'ouverture de l'océan Atlantique, d'abord au sud puis au nord, éloigne progressivement l'Amérique de l'Afrique et de l'Europe. L'ouverture de l'océan Indien fragmente le bloc Afrique-Australie-Antarctique, mais l'Inde reste soudée à l'Afrique. L'océan Mésogée sépare l'Afrique du bloc Eurasie, puis commence à se refermer.
De nouvelles espèces vivantes apparaissent et certaines atteignent leur apogée, tels les ammonites ou les reptiles géants, qui allaient disparaître à la fin du mésozoïque, comme 60 % des autres espèces peuplant la Terre. Vers la fin du mésozoïque apparaissent les mammifères et les végétaux angiospermes.
Le mésozoïque représente une durée d'environ 185 millions d'années. Cette durée n'équivaut même pas à la moitié de celle du paléozoïque, et ne correspond qu'à une faible partie des temps fossilifères. EIle n'est cependant pas négligeable par rapport au cénozoïque (tertiaire et quaternaire), beaucoup plus court.

1. Signification du terme mésozoïque

Le terme mésozoïque a l'intérêt de montrer la position des temps secondaires par rapport à l'histoire de la vie sur la Terre (du grec mesos, moyen, et zôon, être vivant). Ce terme ne signifie pas que l'on soit alors au « milieu » de cette histoire des êtres vivants, puisqu'il y a au début du mésozoïque 600 millions d'années que des groupes d'organismes importants sont développés, et qu'à la fin de l'ère il n'y a plus que 60 millions d'années pour qu'apparaisse l'Homme. Le terme mésozoïque indique bien que cette période représente une espèce de « Moyen Age » dans l'histoire de la vie, histoire dont le paléozoïque (primaire) serait l'« Antiquité » et dont le cénozoïque (tertiaire et quaternaire) recouvrirait les « Temps modernes et l'époque contemporaine ».

2. Les subdivisions du mésozoïque
Le mésozoïque se subdivise en trois grands systèmes géologiques :
– trias, de – 251 à – 200 millions d'années (durée : 51 millions d'années) ;
– jurassique, de – 200 à – 145 millions d'années (durée : 55 millions d'années) ;
– crétacé, de – 145 à – 65 millions d'années (durée : 80 millions d'années).


Les divisions stratigraphiques du mésozoïque

Les coupures du mésozoïque, trias, jurassique, crétacé, proviennent de lieux situés en Europe (Jura, formation de la craie). Il en va de même des subdivisions encore plus fines : la notion d'étage géologique vient de terrains du jurassique ou du crétacé pris comme stratotypes (sinémurien de Semur, bajocien de Bayeux, albien de l'Aube, cénomanien du Maine, turonien de Tours sont quelques exemples).

3. La valeur stratigraphique des ammonites

La valeur stratigraphique des ammonites a permis d'étudier correctement et de dater les terrains mésozoïques. Ces céphalopodes sont des espèces pélagiques dont les coquilles sont facilement transportables par flottaison et peuvent être répandues dans une large aire, et qui sont donc indépendantes du faciès des dépôts où on les recueille. Par ailleurs, elles présentent des mutations successives assez nettes. Cela a permis de définir une série de biozones, bases de toute subdivision biostratigraphique, en considérant l'extension dans le temps d'une espèce ou d'un genre donné, ou, pour une meilleure précision, d'une association caractéristique de genres ou d'espèces.

4. Les changements géologiques : l'ouverture des océans actuels
Cette grande période correspond à la dislocation des édifices précédemment construits, les continents et les chaînes primaires; il s'y prépare le bâti de ce qui deviendra les chaînes alpines et péripacifiques, cela pouvant s'expliquer par un phénomène à l'échelle du globe. Le mésozoïque est la période de la naissance, de l'ouverture des océans actuels. Ces faits se sont déroulés sous des climats différents de ceux d'aujourd'hui, ou bien répartis différemment : les changements possibles de latitude sont explicables par les mouvements relatifs des pôles et des continents. Les climats ont été dans l'hémisphère Nord assez chauds (de 5 à 10 °C en moyenne de plus que de nos jours, ce qui explique l'importance des formations calcaires au cours du jurassique et du crétacé et plus particulièrement des édifices coralliens). Ils se sont refroidis lentement au crétacé supérieur. Les territoires de l'hémisphère austral soumis aux glaciations à la fin du primaire ont connu par contre un lent réchauffement.

5. La vie au mésozoïque

Le mésozoïque est marqué par :
– l'absence de certains groupes connus au primaire qui ont disparu au cours ou à la fin de cette ère, par exemple les graptolites, les trilobites, les fusulines ;
– la diminution progressive et la disparition de certains autres au cours du trias, du jurassique ou du crétacé (par exemple parmi les brachiopodes, l'important groupe des spirifers. Chez les végétaux, les ptéridospermées [fougères à graine], les cordaïtes. Chez les vertébrés, les batraciens géants) ;
– le remarquable développement, suivi de la spectaculaire apogée, puis de la disparition à la fin de l'ère de groupes comme les ammonites ou les reptiles géants ;
– l'apparition de formes qui ont actuellement une importance considérable, les oiseaux, les mammifères et les végétaux angiospermes.

Dans les mers du mésozoïque, les genres et espèces représentés sont nombreux. On constate un développement des échinodermes (oursins et encrines, dont les débris forment les calcaires à entroques), et on assiste avec les nérinées (gastropodes), les polypiers (madréporaires) ou les algues mélobésiées à la formation de nombreux calcaires construits. Les céphalopodes pullulent, non seulement les ammonites, mais aussi les bélemnites et les nautiles. Les foraminifères sont nombreux et jouent un rôle de constructeurs de roches (orbitolines) ou de marqueurs stratigraphiques (globotruncanidés).

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Le monde continental est colonisé depuis le paléozoïque. Mais il ne reste que pour peu de temps encore des batraciens (amphibiens) géants, vestiges de cette ère. Les reptiles primitifs ont déjà, à l'aube du mésozoïque, subi une diversification : ils ont été séparés en une lignée reptilienne et une lignée mammalienne, par un phénomène de divergence très précoce.
5.1. Les reptiles géants : les dinosaures

Les reptiles sont donc un groupe très hétérogène. C'est une juxtaposition de formes très spécialisées et de formes très discrètes représentant des groupes souches. Après la souche des mammifères, ils comporteront la souche des oiseaux, la souche aussi des reptiles actuels. Les crocodiles apparaissent au jurassique, les ophidiens (serpents) au crétacé.

Les formes spécialisées sont évidemment plus connues : c'est le développement, puis la disparition des reptiles géants. Ils ont en effet peuplé tous les milieux terrestres, marins, aériens, illustrant quelques-unes des meilleures possibilités d'adaptation.

Les reptiles dans le milieu terrestre

Les plus connus sont les dinosaures, dont l'âge d'or se situe au jurassique et au crétacé inférieur.La diversification a abouti à d'énormes et paisibles herbivores (30 m de long, 50 tonnes) ou à de féroces carnassiers (tyrannosaures).

Les reptiles dans le milieu marin

Les ichtyosaures témoignent d'une parfaite adaptation au mode de vie aquatique (forme, appareil natatoire, y compris viviparité).


Les reptiles dans le milieu aérien
Les reptiles volants (ptérosaures) conquièrent le monde aérien dès – 180 millions d'années.
5.2. Petits mammifères primitifs, archœopteryx et oiseaux à dents

À côté de ces formes adaptées se développent les petits mammifères primitifs (fin du trias, début du jurassique), auxquels succèdent des multituberculés, des marsupiaux, qui seront nombreux au crétacé. Une évolution parallèle existe dans les formes aviennes. L'archéoptéryx (à caractères intermédiaires entre oiseaux et reptiles) vit au jurassique (– 140 millions d'années). Le milieu aérien verra ensuite le développement des oiseaux à dents (– 80 millions d'années).

5.3. Les végétaux et les insectes
Chez les végétaux, où c'est l'apogée des gymnospermes, il existe des formes vieillissantes (cycas, ginkgo). Mais les conifères ont une place importante. Il y a surtout au crétacé moyen le développement des angiospermes (dicotylédones). En même temps que les plantes à fleurs apparaissent les insectes butineurs (papillons, abeilles, fourmis) : tous les grands ordres d'insectes sont alors représentés.

5.4. L'extinction massive de la fin du mésozoïque

La fin du mésozoïque (c'est-à-dire la fin du crétacé), il y a 65 millions d'années, est la période posant le problème paléobiologique le plus difficile. Beaucoup de groupes actuels existent au crétacé, beaucoup de groupes survivent au tertiaire sans être affectés : les nautiles, les insectes, les poissons, les crocodiles, les tortues, etc., comme autant de formes « conservatrices ». Par contre, beaucoup de formes (celles qui étaient très évoluées) disparaissent (reptiles géants, ammonites, beaucoup de foraminifères, un quart des familles animales au total). Phénomène étrange, cette catastrophe touche tous les écosystèmes : les plantes autant que les animaux, 60 à 75 % des espèces marines, des milliers d'espèces terrestres, en particulier les animaux pesant plus de 25 kg, les espèces vivant dans les milieux tropicaux ou fréquentant les eaux douces des continents. Toutes s'éteignent quasi simultanément. Le processus d'extinction fut rapide, affectant l'ensemble de la planète et de ses mers.

L'hypothèse de la météorite
L'étude des couches géologiques déposées au moment de la crise a permis de découvrir un taux anormalement élevé d'iridium, métal lourd de numéro atomique 77. On suppose que cela pourrait être la conséquence de la chute d'une météorite gigantesque, de 10 km de diamètre, dont la collision avec la Terre aurait libéré une énergie supérieure à plusieurs dizaines de bombes atomiques. D'ailleurs, les restes d'une météorite de grande taille, ou tout au moins son cratère d'impact, ont été retrouvés dans le golfe du Mexique. Cette donnée conforte l'hypothèse de collision. Dans sa chute, la météorite aurait provoqué une onde de choc colossale, aurait explosé en de nombreux fragments et répandu une telle poussière dans l'atmosphère que, les rayons du Soleil n'atteignant quasiment plus notre planète, il s'en serait suivi un arrêt de la photosynthèse et un refroidissement climatique général. La traversée de notre atmosphère par cette météorite aurait provoqué, par oxydation de l'azote atmosphérique, une pollution en dioxyde d'azote (NO2). Avec la disparition d'une grande partie des plantes et du plancton, le taux de dioxyde de carbone (CO2, auparavant assimilé par ces organismes photosynthétiques) se serait anormalement élevé, provoquant une importante augmentation de la température par effet de serre. La présence dans l'atmosphère de gaz tels que NO2 et CO2 aurait amené, à chaque pluie, la précipitation d'énormes quantités d'acides nitrique et carbonique (les « pluies acides ») nocives pour les êtres vivants.
Toutefois, il demeure un fait inexpliqué : tous les animaux et toutes les plantes n'ont pas été affectés par la catastrophe.

Les autres hypothèses
Des scientifiques avancent qu'une augmentation générale du volcanisme, identifiée dans les couches géologiques de la fin du mésozoïque par le taux anormalement élevé d'iridium, aurait provoqué un bouleversement climatique si brutal et si rapide que les espèces les plus fragiles n'auraient pas pu s'adapter. Elle représente l'hypothèse la plus probable si l'on ne retient pas celle de la météorite. Dans un autre scénario, le bouleversement climatique aurait été provoqué par la dérive des continents. Mais, en pareil cas, les changements n'auraient pas été suffisamment rapides pour expliquer le caractère brutal de l'extinction. Enfin, plus anecdotique, on a fait l'hypothèse de l'apparition de nouvelles espèces de plantes à fleurs toxiques qui auraient décimé nombre d'herbivores, et par là même bouleversé l'ensemble des écosystèmes.

6. La Terre au mésozoïque
Au début du mésozoïque, la surface du globe peut être décrite comme un assemblage de deux supercontinents :
– le bloc laurasien (Amérique du Nord, Groenland, Europe, Asie du Nord) ;
– le bloc gondwanien (Amérique du Sud, Afrique, Inde, Australie, Antarctique).

Les événements essentiels du mésozoïque, capitaux pour comprendre la géographie actuelle du globe, sont, d'une part, les mouvements de séparation et de jeu relatif des deux blocs dans la zone instable dite de la Mésogée et, d'autre part, l'éclatement de chacun des blocs par le mécanisme dit d'ouverture océanique. Ce mécanisme, continu et qui dure encore actuellement, consiste en la fracturation des blocs continentaux, en leur séparation donnant naissance à un océan. Par suite de l'expansion des fonds océaniques, l'ouverture progressive des océans entraîne l'écartement, puis la dérive des blocs continentaux. Ce mécanisme, qui a donné naissance aux océans comme l'Atlantique ou l'Indien, est de plus responsable de la formation des importantes cordillères périocéaniques. La théorie moderne de la tectonique des plaques a bien montré que l'antagonisme entre blocs mobiles (surtout entre domaine océanique et masses continentales) entraînait la naissance de chaînes bordières du type de la bordure pacifique (chaînes bordières de type andin).

6.1. L'ouverture des océans et la dérive des continents

Les premières étapes, les plus déterminantes, de ce mécanisme ont eu lieu au cours du mésozoïque.
De – 180 millions d'années à – 135 millions d'années, c'est l'ouverture de l'océan Atlantique et de l'océan Indien. Ces océans, d'abord étroits, reçoivent peu à peu des dépôts. Ils ne contiennent guère de sédiments plus vieux que – 150 millions d'années. La fin du jurassique (– 135 millions d'années) marque le début de la séparation Amérique du Sud-Afrique et Afrique-Inde.
Au début du crétacé, c'est le pivotage de l'Amérique du Sud, qui s'écarte de l'Afrique, et le pivotage de l'Inde, qui s'éloigne également de l'Afrique.
Au crétacé moyen, puis au crétacé supérieur (environ de – 100 millions d'années à – 70 millions d'années), il y a rupture complète entre l'Australie et l'Antarctique et fissuration du bloc Europe (ouverture du golfe de Gascogne).
Pendant ce temps, des mouvements semblant antagonistes se développent dans la zone de la Mésogée, où l'instabilité est fréquente : en particulier, une interaction constante entre blocs africain et eurasien domine l'histoire complexe des géosynclinaux mésogéens (de Gibraltar à la Birmanie ?). Des dislocations au trias, au jurassique supérieur et surtout au crétacé moyen (– 100 millions d'années) aboutissent au bâti de ce qui deviendra le système alpin, disposé perpendiculairement à l'axe de la grande disjonction atlantique.

7. Les événements géologiques à l'échelle des continents
Les conséquences géologiques de ces mouvements, qui affectent une bonne partie du globe, sont très grandes. Elles se traduisent tant au point de vue sédimentaire que tectonique (types de dépôts, agencement de ceux-ci). Au trias, les profondes dislocations ayant fracturé et fait jouer les blocs continentaux sont aussi à l'origine d'importantes coulées basaltiques. C'est le début d'une grande période d'immersion des continents par les mers au jurassique. Si les océans ne sont qu'ébauchés, les surfaces marines n'en sont pas restreintes pour autant : en effet, de vastes mers peu profondes recouvre une large surface des aires continentales, par exemple toute l'Europe occidentale, où les invasions marines ont atteint la France, l'Angleterre l'Allemagne, l'Espagne et l'Afrique du Nord. Au jurassique supérieur, la phase orogénique andine ou névadienne marque une étape importante dans la construction des cordillères ouest-américaines. Pendant le crétacé, période relativement longue (70 millions d'années), l'ébauche d'un nouveau monde se poursuit. Il existe encore des zones d'importants dépôts marin. Le crétacé moyen (– 100 millions d'années) marque l'extension maximale de la transgression marine. Ensuite, le trait donnant de la géologie du mésozoïque va s'effacer. Les vastes mers épicontinentales vont se réduire et disparaître pour la plupart. Les phases orogéniques se succèdent : au crétacé inférieur, au crétacé moyen (phase autrichienne), au crétacé terminal (phase laramienne). Ces phases aboutisses à la construction des chaînes pacifiques, asiatiques, à l'ébauche des Pyrénées (à la suite de l'ouverture du golfe de Gascogne) et développe une embryogenèse de toutes les chaînes du système alpin.

8. Le mésozoïque en France

Les événements géologique du mésozoïque sont particulièrement importants en France puisqu'il expliquent la formation ultérieure des Pyrénées et des Alpes. Mais les dépôts mésozoïques occupent par ailleurs dans le pays une très large place bien visible sur une carte géologique. En effet, les transgressions marines, venant d'abord du domaine mésogéen, puis, dès le crétacé, partant du jeune Atlantique, ont envahi presque tout le territoire : elles ont donc recouvert le soubassement primaire, à l'exception de quelques zones émergées (Massif central, Massif armoricain). Peu profondes, mais très étendues, ces mers ont formé de vaste platiers récifaux où se sont formés les calcaires à entroques, à oolites et polypiers (jurassique de Bourgogne, Lorraine, Poitou, Causses...), les calcaires à polypiers du crétacé provençal, ou bien aussi les vasières fines qui ont donné naissance à la craie de Normandie, de Picardie ou de Champagne.

 

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ÉRE GÉOLOGIQUE

 

 

 

 

 

 

 

ère géologique

Cet article fait partie du dossier consacré à la géologie et du dossier consacré à l'histoire de la Terre.


L'ère, la plus grande unité conventionnelle du temps géologique, se subdivise en systèmes, séries et étages (les étages correspondent à un ensemble de terrains de même âge).
Venant après le précambrien, on distingue, dans l'ordre chronologique, le paléozoïque, anciennement primaire [durée : 340 millions d'années], le mésozoïque, anciennement secondaire [185 millions d'années], le cénozoïque, anciennement tertiaire [65 millions d'années], qui englobe aujourd'hui le quaternaire.
→ paléontologie.
Environ 4,6 milliards d'années se sont écoulés depuis la formation de la Terre. Mais l'événement le plus important de la chronologie terrestre est sans conteste l'apparition, il y a environ 3,8 milliards d'années, des premières traces de vie. Le vivant, en évoluant au cours des temps géologiques, a pu transformer notre planète en une oasis.


La connaissance de l'histoire de la Terre est relativement récente ; si les fossiles ont très tôt intrigué les hommes, leur classification et leur ordre d'apparition n'ont été établis qu'au xixe s. Les techniques mises au point dans les années 1950 ont permis de préciser l'âge de la Terre. La manière dont la Terre est apparue fait toujours l'objet de spéculations. Cependant, il apparaît que le noyau, le manteau, puis la croûte terrestre se sont différenciés vers − 4,6 milliards d'années. On passe alors de l'histoire astronomique, qui commence avec la naissance de l'Univers, à l'histoire proprement géologique de notre planète. (→ géologie.)
1. L’étude des temps géologiques
1.1. L'évolution des idées concernant l'âge de la Terre

Au milieu du xviie s., les naturalistes commencent à établir une chronologie des phénomènes qui se sont succédé afin de remonter jusqu'à la naissance de la Terre.
L’archevêque irlandais Jacques Usher évalue la durée des générations bibliques et conclut que la Terre a été créée en l'an 4004 avant J.-C. (→ créationnisme). Cette conception est remise en question par les philosophes du siècle des Lumières, et Buffon, le premier, tente de déterminer expérimentalement l'âge de la Terre. Il suppose que notre planète s'est refroidie après avoir été un corps en fusion et, extrapolant les résultats de ses expériences sur le temps de refroidissement de boulets de canon, avance un chiffre de 75 000 ans. Mais, au xviiie s., l'interprétation hors des normes établies par les Livres saints n'est pas encore tolérée, et Buffon est obligé de se rétracter.
Cependant, se développe la doctrine de l'uniformitarisme (ou actualisme) – selon lequel les lois qui régissent les phénomènes géologiques actuels ont également existé dans le passé. Exprimé en 1830 par le Britannique Charles Lyell, ce raisonnement apporte aux géologues de nouvelles bases de réflexion sur la durée des phénomènes géologiques. Ils peuvent démontrer, par l'étude des éléments du passé, par exemple les fossiles – véritables archives de l'évolution de la nature – ou des strates, que l'âge de la Terre dépasse tout ce qu'on avait pu imaginer jusque-là. Les géologues venaient de découvrir une quatrième dimension : le temps.


En 1859, Charles Darwin défend, avec son ouvrage De l’origine des espèces, l’idée que des millions d'années ont été nécessaires pour qu'une longue succession de transformations permette à la vie de se présenter sous les nombreuses formes que nous lui connaissons aujourd'hui.
À la fin du xixe s., les scientifiques, souhaitant connaître l'âge absolu de la Terre, mesurent les rythmes de certains processus physiques. John July propose de dater les océans selon leur teneur en sodium ; les estimations, fondées sur l'augmentation annuelle de la quantité de sel dissous, avoisinent les 90 millions d'années. D'autres chercheurs, s'appuyant sur la rythmicité annuelle de certains dépôts sédimentaires, proposent, selon une vitesse d'accumulation calculée et en fonction de l'épaisseur des roches sédimentaires, un âge qui varie entre 90 et 500 millions d'années. Ces méthodes étaient malheureusement faussées par des incertitudes de mesure et par le fondement discutable de certaines hypothèses. Ainsi, le physicien Kelvin reprend le concept de Buffon sur une Terre à l'origine en fusion et aboutit à des âges de 25 ou 100 millions d'années.

1.2. L'échelle des temps géologiques
La datation relative
L'âge de la Terre, qui apparaissait de plus en plus important avec l'amélioration des connaissances géologiques, ne pouvait être mesuré, ni subdivisé de façon précise, car les moyens techniques permettant de dater de façon absolue les roches n'existaient pas. Aussi, l'élaboration d'une échelle temporelle qui classerait les principaux événements de l'histoire géologique dans un ordre correct était une préoccupation essentielle de la géologie au xixe s. : l'échelle relative des temps géologiques fut progressivement établie. Au début du xxe s., la découverte de la radioactivité permit d'affecter des valeurs absolues à cette échelle relative.
Pendant que les physiciens essayaient par différentes méthodes d'évaluer l'âge de la Terre, les géologues observaient et classaient les espèces fossiles ; ils utilisaient la superposition de couches de terrain pour dater, de façon simple, les strates les unes par rapport aux autres.

Ainsi, la longue histoire de la Terre a été divisée en périodes selon des événements dont les effets ont été enregistrés dans les matériaux géologiques (en l'occurrence, les strates). Ces événements peuvent être des points singuliers de l'évolution du monde vivant, comme l'apparition ou la disparition, locale ou généralisée, de groupes d'animaux ou de végétaux. Ces événements peuvent aussi être liés à l'activité de la planète : variation du niveau des mers, évolutions climatiques, édification de chaînes de montagnes. Ils sont visibles sur le terrain sous la forme, par exemple, de ce que l'on appelle une discordance : lors de l'érosion d'une chaîne de montagnes (constituée par plissement de strates à l'origine horizontales), de nouveaux terrains se déposent horizontalement sur ses restes selon une surface dite de discontinuité.


La datation absolue
En 1896, Henri Becquerel découvre la radioactivité naturelle, qui est la désintégration spontanée de certains éléments instables dits « radiogéniques ». Bertam Boltwood démontre que, lors de la désintégration de l'uranium radioactif en plomb, le rapport Pb/U augmente avec l'ancienneté de la roche qui contient ces éléments.
La vitesse de désintégration radioactive est exponentielle. La loi de décomposition des éléments est caractérisée pour chaque isotope radioactif par une période, ou temps de demi-vie, qui est le temps requis pour que la moitié de la masse de l'élément initial radioactif « père » se transforme en élément ou isotope stable « fils ». Par exemple, si une certaine substance radioactive a une période de 1 million d'années, il ne restera que la moitié de cette substance 1 million d'années après son incorporation dans un minéral, un quart après 2 millions d'années, et ainsi de suite jusqu'à l'infini. L'âge réel d'une roche peut donc être calculé si l'on peut mesurer les quantités d'éléments pères et fils qu'elle contient.
Si la vitesse de désintégration peut être déterminée, il devient possible de calculer, sur une roche, des durées réelles, et donc de placer des âges absolus sur l'échelle des temps géologiques. Les techniques de datation des roches fondées sur la radioactivité, appelées datations radiométriques, portent notamment sur la désintégration de certains isotopes d'uranium en plomb, ou de rubidium en strontium. À l'exception de l'isotope du carbone 14 (14C), toutes ces substances ont des demi-vies assez longues pour permettre de déterminer l'âge de la Terre. Le 14C, dont la demi-vie est plus courte (5 750 ans), ne peut être utilisé que pour mesurer des âges assez récents, de quelques dizaines de milliers d'années.

Le calibrage de l'échelle relative
La plupart des éléments radioactifs utilisables en radiochronologie se trouvent dans les roches éruptives et métamorphiques, tandis que les fossiles, sur lesquels est fondée en grande partie l'échelle relative des temps, se rencontrent dans les roches sédimentaires. Si des roches éruptives, telles que des laves ou des cendres volcaniques, sont intercalées dans un ensemble de strates sédimentaires, la datation absolue des sédiments est relativement aisée. Dans les autres cas, les géologues doivent effectuer des corrélations régionales afin d'établir une liaison entre des roches cristallines datées radiométriquement et des strates sédimentaires. Si une formation sédimentaire est recouverte d'une roche éruptive vieille de 250 millions d'années elle est plus ancienne, mais nous ignorons de combien d'années. Si la roche éruptive est à son tour recouverte par une deuxième formation sédimentaire, celle-ci date de moins de 250 millions d'années mais nous ignorons encore son âge exact, qui ne pourra être précisé que si une autre formation éruptive la recouvre. En réalisant de proche en proche des fourchettes chronologiques de ce genre, il est possible de calibrer de façon de plus en plus fine et précise l'échelle des temps géologiques.

2. Les différentes ères géologiques
Les subdivisions les plus importantes correspondent à des durées appelées ères, divisées elles-mêmes en périodes, lesquelles sont distribuées à leur tour en époques, qui comprennent très souvent plusieurs âges. Les ensembles de matériaux géologiques déposés ou édifiés au cours de ces laps de temps sont, eux, regroupés en ères, systèmes, séries, étages. La nomenclature utilisée est très diverse et reflète l'histoire de la mise en œuvre de cette échelle : les noms des étages font référence à des fossiles ou à des lieux où se trouvaient des faciès ou des fossiles particuliers.
L'ensemble des temps géologiques, de la naissance de la Terre à nos jours, a été divisé en quatre ères, de durées fort inégales. L'âge le plus ancien mesuré sur une roche terrestre, en Afrique du Sud, est de 3,8 milliards d'années (mais la Terre existait déjà depuis bien longtemps [0,8 milliard d’années]). Ainsi, les techniques de datation radiométrique ont permis d'établir que l'ère paléozoïque a débuté il y a environ – 540 millions d'années, l'ère mésozoïque vers – 245 millions d'années et l'ère cénozoïque il y a près de 65,5 millions d'années. En outre, les datations réalisées sur certaines météorites, qui remontent probablement à la création du système solaire, et sur les roches prélevées sur la Lune par les missions américaines Apollo permettent d'avancer un âge de 4,65 milliards d'années pour les planètes du système solaire.

2.1. Le précambrien
Première ère de l'histoire de la Terre, le précambrien correspond au brutal développement des premières faunes marines diversifiées (dont, parmi les crustacés, le groupe des trilobites).

2.2. Le paléozoïque, ou ère primaire

Le paléozoïque (du grec palaios, ancien, et zôon, animal) débute en même temps qu'apparaissent la plupart des groupes d'invertébrés et se termine après l'édification puis l'abrasion complète de plusieurs systèmes de chaînes de montagnes, notamment les chaînes calédoniennes et hercyniennes. Le passage à l'ère suivante correspond à la discordance dite hercynienne.
Pour en savoir plus, voir l'article paléozoïque.
2.3. Le mésozoïque, ou ère secondaire

Le mésozoïque (de mesos, moyen, et zôon, animal) commence par un envahissement des domaines continentaux par la mer (transgression) et voit le développement des faunes marines (ammonites) et des faunes continentales (reptiles notamment).
Pour en savoir plus, voir l'article mésozoïque.

2.4. L'ère cénozoïque (tertiaire et quaternaire)
Le tertiaire a longtemps été assimilé au cénozoïque. Il est aujourd’hui considéré comme la première des deux périodes qui forment l’ère cénozoïque (de koinos, commun, et zôon, animal), la seconde étant le quaternaire.
Pour en savoir plus, voir l'article cénozoïque.
Le tertiaire est marqué par des discontinuités faunistiques importantes et par une nouvelle répartition des terres émergées. C'est la période de l'évolution du système alpin et du développement des mammifères et des plantes à fleurs (angiospermes).
Pour en savoir plus, voir l'article tertiaire.

Le quaternaire, composé d’une sucession de glaciations et de périodes interglaciaires, a été défini de façon très anthropologique, par rapport à l'apparition de l'homme moderne.
Pour en savoir plus, voir l'article quaternaire.

3. L'histoire de la vie
On peut comparer les 4,6 milliards d'années de l'histoire de la Terre à une de nos années de calendrier. Ainsi, si l'on considère que nous sommes au 31 décembre à 24 heures, et que la Terre s'est formée voici exactement un an, le 1er janvier à 0 heure, la vie serait apparue dans la troisième semaine de février.
Toutes proportions gardées, notre planète n'est donc pas restée très longtemps inhabitée. Mais il faut attendre le 16 novembre pour voir apparaître les animaux à coquille et le début du paléozoïque. La suite se déroule dans ce dernier mois et demi de l'année. Les premiers animaux vertébrés apparaissent le 21 novembre ; les végétaux s'installent hors de l'eau vers les 28-30 novembre, et sont suivis par des animaux invertébrés vers le 1er décembre, puis par les vertébrés le 4 décembre.
Les reptiles font leur apparition vers les 6-7 décembre, alors que le mésozoïque débute le 13 décembre. Les dinosaures apparaissent le 14, les mammifères le 16 et les oiseaux le 20. Le 26 décembre au soir, c'est la fin du mésozoïque et de la domination des reptiles. Et il faut attendre le 31 décembre, vers 20 heures, pour que l'homme fasse enfin son apparition. Quant à l’ère chrétienne, cela fait 14 secondes qu'elle a débuté !

 

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GÉOLOGIE

 


 

 

 

 

 

géologie

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Cet article fait partie du dossier consacré à la géologie et du dossier consacré à l'histoire de la Terre.
Étude des constituants de la Terre, visant à en comprendre la nature, la distribution, l'histoire et la genèse.

Si les premières observations géologiques remontent à l'Antiquité, le nom de géologie apparaît pour la première fois à la fin du xviie s., dans le titre d'un ouvrage, et ce n'est qu'au xviiie s. que cette science commence véritablement à se développer, dans l'ambiance du siècle des Lumières. On voit bientôt s'opposer les théories antagonistes de l'Allemand Abraham Werner (1749-1817), qui attribue à toutes les roches une origine océanique, et de l'Américain James Hall (1811-1898), qui privilégie l'origine ignée des roches éruptives. Au xixe s., la géologie proprement dite se diversifie en ses différentes branches, tandis que le xxe s. voit son explosion en disciplines nouvelles, avec d'une part son ouverture à la physique et à la chimie, donnant naissance à la géophysique et à la géochimie, et d'autre part les progrès des moyens d'observation qui étendent son champ à l'océanologie et à la planétologie, l'ensemble constituant les géosciences.

1. Objets d'étude et différentes branches de la géologie
La géologie proprement dite comprend diverses branches qui concourent à l'étude de la nature des roches, de leur âge ou de leur structure.


1.1. L’étude de la nature des roches

       

L'étude de la nature des roches fait l'objet de la pétrographie, ou pétrologie, qui distingue :
– les roches sédimentaires, ou exogènes (calcaires, grès, argiles, etc.), déposées par les agents dynamiques externes (eaux, glaces, vent) et dont la caractéristique principale est d'être stratifiées ;
→ sédimentation
– les roches magmatiques, ou endogènes, issues des profondeurs, généralement cristallines, sous forme d'amas massifs, ou plutons, lorsqu'elles ont cristallisé à l'intérieur de la croûte terrestre (granites, gabbros, péridotites, etc.) ou de volcans et de coulées de laves lorsqu'elles se sont épanchées à la surface (rhyolites, basaltes, etc.) ;
→ magma
– les roches métamorphiques, de nature endogène ou exogène, mais transformées dans les profondeurs de la croûte terrestre sous haute température et haute pression, ce qui leur confère un aspect de schistes cristallins (micaschistes, gneiss).


1.2. L’étude de l’âge des roches
L'étude de l'âge des roches fait l'objet de la stratigraphie (pour les roches sédimentaires) et de la géochronologie, la première s'appuyant sur la paléontologie, ou science des fossiles, la seconde sur la géochimie isotopique, seule méthode pour les roches endogènes et métamorphiques, méthode complémentaire pour les roches sédimentaires.
→ histoire de la Terre.

Échelle stratigraphique

La paléontologie (qui permet la stratigraphie par la succession des faunes et flores fossiles dans le temps), est surtout efficace depuis 540 millions d'années (MA), moment de l'explosion biologique fondamentale qui ouvre les temps dits phanérozoïques (du grec phaneros, visible, et zôon, animal). Ceux-ci sont divisés en ères, elles-mêmes divisées en systèmes, eux-mêmes formés d'étages définis par un contenu faunistique et floristique rapporté à une localité type dont l'étage porte le nom.

Apparue il y a quelque 3,8 milliards d'années (traces d’activité d’organismes procaryotes), la vie s’est longtemps limitée au développement de bactéries et de cyanobactéries (dont certaines, coloniales, ont laissé des structures appelées stromatolites). Puis apparaissent les organismes unicellulaires eucaryotes, il y a 1,9 milliard d’années environ, suivis par les premiers pluricellulaires, il y a 670 millions d’années. Les invertébrés prolifèrent, sous toutes leurs formes, à la limite précambrien-primaire, vers 540 MA. Les poissons les plus primitifs apparaissent vers 500 MA, à la limite cambrien-ordovicien, les amphibiens (ou batraciens) vers 360 MA, à la limite dévonien-carbonifère, les reptiles vers 320 MA, au milieu du carbonifère, les mammifères vers 200 MA, au trias, les oiseaux vers 160 MA, au jurassique. Les hominidés n'émergent que vers 4 MA, au cours du pliocène. Parmi les végétaux, les cryptogames partent à la conquête des continents, jusqu'alors déserts, vers 430 MA, au silurien, les gymnospermes apparaissent vers 360 MA, au début du carbonifère, les angiospermes, ou plantes à fleurs (→ phanérogame), vers 100 MA, au crétacé.


Cette succession des faunes et des flores dans l'ordre de la complexité croissante est le support de la théorie de l'évolution formulée à la fin du xviiie s. par le Français Jean-Baptiste Lamarck (1744-1829) – connue aujourd’hui sous le nom de lamarckisme –, puis de celle établie au xixe s. par le Britannique Charles Darwin (1809-1882). Ces successions de faunes ne sont pas régulières : certaines périodes sont marquées par de brutales et vastes vagues d’extinctions ; la plus connue s'est produite à la fin de l'ère secondaire (transition crétacé-tertiaire), vers 65 MA, et vit la disparition totale des dinosaures.

L'établissement du concept d'évolution est l'un des grands chocs spirituels ayant modifié l'idée que l'humanité se fait d'elle-même (aux côtés du concept de révolution de la Terre sur elle-même et autour du Soleil) : non seulement l'homme n'est pas au centre du monde, mais il n'est qu'un maillon parmi d'autres d'une chaîne biologique a priori sans fin.
La géochronologie a donné à la stratigraphie un calendrier précis, outre qu'elle a permis de donner un âge aux terrains cristallins, jusqu'alors datés approximativement par des méthodes indirectes. Elle se fonde essentiellement sur des méthodes géochimiques.
La datation des terrains et l'analyse de leurs faciès débouchent sur la reconstitution des géographies du passé géologique, ou paléogéographie.
L'ensemble de ces disciplines, qui reconstituent l'histoire de la Terre, forme la géologie historique.

1.3. L’étude de la structure des roches

*        
L'étude de la structure des roches fait l'objet de la tectonique, qui décrit les déformations des roches par l'observation de terrain et leur genèse par la tectonique expérimentale et la tectonophysique.

On reconnaît ainsi des formes et accidents tectoniques, cassures ou failles, plis, transports horizontaux ou chevauchements et charriages et des styles tectoniques, selon la profondeur des déformations.
Les chaînes de montagnes qui en résultent forment des ensembles intra- ou intercontinentaux. Les chaînes intracontinentales associent les déformations du socle continental et de sa couverture sédimentaire.
Les chaînes intercontinentales, ou de collision, sont liées au rapprochement des continents jusqu'à leur collision : l'océan intermédiaire se réduit à une cicatrice, ou suture ophiolithique, du nom des roches basiques et ultrabasiques qui formaient la croûte de l'océan disparu – les chaînes alpines de la ceinture montagneuse qui va de Gibraltar à l'Indonésie, entre l'Eurasie d'un côté et l'Afrique, l'Inde et l'Australie de l'autre, par les Alpes et l'Himalaya, en sont un bon exemple.

Les chaînes péricontinentales, ou de subduction, sont dues au passage en force de la lithosphère océanique sous les marges des continents qui les bordent (→ subduction). Elles affectent soit la forme de puissantes cordillères, comme les Andes, limitées à la déformation des marges continentales, soit la forme d'arcs insulaires, comme ceux de l'ouest du Pacifique, lorsqu'une mer marginale s'intercale entre l'arc déformé et le bord continental ; cordillères et arcs insulaires sont riches en roches granitiques et volcaniques (andésites).
Chaînes de collision et de subduction forment les deux grandes ceintures montagneuses volcaniques et sismiques du globe : la ceinture péripacifique, liée à la subduction de l'océan Pacifique (« ceinture de feu », et la ceinture téthysienne, liée à la collision des masses continentales aujourd'hui septentrionales (Amérique du Nord et Eurasie), avec les masses méridionales (Amérique du Sud, Afrique, Inde, Australie), aux dépens de la Téthys, océan aujourd'hui disparu qui séparait ces deux ensembles continentaux.
2. Les nouvelles disciplines
De la rencontre entre la géologie et la physique et la chimie, sont issues la géophysique et la géochimie.
2.1. La géophysique
Fournissant un apport essentiel à la tectonique, la géophysique s'est développée via la gravimétrie, la sismologie et le géomagnétisme.
La gravimétrie

Née au xviiie s., la gravimétrie, en se fondant sur les anomalies de la pesanteur, contribue à définir la forme du globe terrestre, puis l'équilibre des couches superficielles sur les plus profondes, ou isostasie, notamment dans le cas des chaînes de montagnes sous lesquelles existe une racine légère, conçue comme un gonflement de la lithosphère continentale à l'aplomb du relief, sorte d'image en négatif de la chaîne. En affinant la mesure de ces anomalies de pesanteur, on peut déterminer les régions en équilibre isostasique, donc stables, et celles en déséquilibre, qui tendent soit à s'affaisser, soit à se soulever, ayant ainsi une clef de la dynamique du relief.

La sismologie

       

La sismologie est devenue une science vers la fin du xixe s. et les études sismologiques se sont orientées successivement dans trois directions :
• les tremblements de terre (→ séisme) eux-mêmes (échelle de Mercalli, qualitative ; et échelle de Richter, quantitative) ;
• la détermination de la structure du globe terrestre en croûte, manteau et noyau, séparés par les discontinuités de Gutenberg et de Mohorovičić (→ moho), croûte et manteau supérieur formant la lithosphère, rigide, tandis que le reste du manteau constitue l'asthénosphère, plastique (→ Terre) ;
• la structure de la croûte terrestre et de ses parties superficielles qui, seule, concerne la géologie.

La sismicité générale a permis de définir le mécanisme d'ouverture (accrétion) des rifts médio-océaniques (→ fossé d'effondrement, expansion des fonds océaniques), le jeu des failles transformantes qui segmentent ceux-ci, le plan de subduction, dit plan de Benioff (du nom de son découvreur, le sismologue américain Hugo Benioff [1899-1968]), selon lequel l'océan plonge sous les marges continentales au niveau des arcs insulaires et des cordillères. Ainsi a été fondée la tectonique des plaques.

La sismique appliquée, développée par les compagnies pétrolières (→ pétrole), a conduit à une connaissance détaillée de la croûte terrestre faisant la liaison entre géophysique et géologie. D'abord limitée aux ensembles sédimentaires, objets de la prospection pétrolière, elle s'est étendue à l'épaisseur de la croûte terrestre, par la mise au point de programmes de profils sismiques d'écoute longue, comme les programmes COCORP (COnsortium for Continental Reflection Profiling) aux États-Unis, le premier du genre, ou ÉCORS (Étude des Continents et des Océans par Réflexion Sismique) en France, et d'autres dans différents pays. C'est la tectonique qui a surtout profité de ces développements.

Le géomagnétisme

Le géomagnétisme est, avec la gravimétrie, la plus ancienne discipline de la physique du globe, car, comme elle, liée à la géodésie : dès le xviie s. et surtout le xviiie s., les mesures du magnétisme terrestre sont devenues courantes. Mais il a fallu attendre le xxe s. pour qu'elles prennent un sens pour la géologie et qu'elles soient effectuées dans ce but.
Le paléomagnétisme, qui fournit la direction des pôles à un moment donné en un endroit donné, se fonde sur le champ magnétique fossile daté par la stratigraphie ou la géochronologie. Chaque continent, à un moment donné, indiquant une position différente des pôles de celles indiquées par les autres continents, la mobilité relative des uns par rapport aux autres se trouve ainsi démontrée, justifiant la théorie de la dérive des continents de l'Allemand Alfred Wegener (1880-1930), et confortant la tectonique des plaques qui l'intègre dans ses prémisses.

Le relevé d'anomalies magnétiques océaniques parallèles au rift médian, interprétées comme marquant les renversements successifs de la polarité du champ magnétique terrestre pendant la genèse progressive de la croûte océanique, donne une mesure quantifiée de celle-ci, dont l'ordre de grandeur est le centimètre par an, de 2 cm/an pour les rifts lents jusqu'à plus de 10 cm/an pour les rifts rapides. Ainsi se trouve mesurée l'expansion océanique et une nouvelle fois confortée la tectonique des plaques.
À la paléogéographie succède ainsi la palinspatie, qui tient compte du déplacement des continents et devient globale, justifiant que la tectonique des plaques soit aussi désignée sous le nom de tectonique globale.
2.2. La géochimie

La géochimie a renouvelé la pétrologie par l'analyse précise et quantifiée de la composition des roches et de chacun de leurs minéraux majeurs. Mais c'est par l'analyse des éléments mineurs et de leurs composants isotopiques qu'elle a apporté une véritable révolution.
En s'appuyant sur la période de désintégration des éléments radioactifs, elle a permis la mesure de la durée des temps géologiques, dont l'unité est le million d'années : tous les chiffres rappelés dans le tableau stratigraphique se fondent sur cette géochronologie isotopique qui utilise les couples uranium/plomb, potassium/argon, rubidium/strontium, etc., pour les temps géologiques anciens, le fluor et le carbone 14 pour les périodes récentes aux limites de l'histoire et de la préhistoire.
→ radioactivité.
Après la paléontologie, qui a fondé la notion d'évolution biologique, la géochronologie est à la source de la deuxième grande révolution apportée par les géosciences dans la pensée humaine : désormais, l'histoire de la Terre a un début et un calendrier dans lequel l'évolution biologique, notamment celle de l'homme, prend sa place.

En s'appuyant sur la composition isotopique des roches, la géochimie a permis de préciser les conditions de leur formation, notamment la température à laquelle elles sont apparues. Ainsi ont été définis des paléothermomètres, comme le couple oxygène 16/oxygène 18, qui permet de dire à quelle température se sont déposés les sédiments, fournissant une clef à la paléoclimatologie : les périodes froides sont caractérisées par un enrichissement en oxygène 18, isotope lourd moins volatil, au contraire des périodes chaudes, caractérisées par un enrichissement en isotope léger oxygène 16.
Par l'ensemble de ces approches, la géologie dynamique, ou géodynamique, a été complètement renouvelée.

3. Les nouvelles approches
Dans les dernières décennies, les progrès de l'océanographie et de la recherche spatiale ont donné à la géologie une dimension qui englobe les océans tout autant que les continents et dépasse même les limites du globe terrestre pour s'étendre aux autres planètes du Système solaire et à leurs satellites.

3.1. L'océanologie géologique

       


Apparue au xixe s., l'océanologie géologique a donné des océans une connaissance précise qui a renouvelé l'interprétation des terrains du passé géologique, en s'appuyant sur toutes les méthodes de la géologie, de la géophysique et de la géochimie et, à la fin du xxe s., en utilisant des moyens performants comme le sondeur multifaisceaux (fondé sur le principe du sonar), pour le dessin des cartes du fond des océans, les forages océaniques profonds, pour recueillir des éléments de la croûte océanique et de sa couverture sédimentaire, et les submersibles autonomes (→ bathyscaphe), capables de descendre à 6 000 m de profondeur, pour effectuer des observations et recueillir des échantillons, etc.
→ fosse océanique.
Le principe de l'uniformitarisme, suivant lequel le globe a évolué selon les mêmes modalités qu'aujourd'hui, énoncé dès 1830 par le Britannique Charles Lyell (1797-1875), y a trouvé sa convaincante illustration, du moins pour ce qui concerne les temps phanérozoïques.
3.2. La planétologie

La planétologie (→ planète) s'est développée en s'appuyant sur des télescopes de plus en plus performants et sur les sondes spatiales. Elle autorise une étude comparée des planètes et de leurs satellites, l'événement le plus spectaculaire ayant été la récolte de roches lunaires, des basaltes identiques à ceux que l'on rencontre sur la Terre et de même âge que les plus anciens : la Lune a le même âge et la même origine que notre planète.

       

Nombre de traits géologiques terrestres ont été reconnus sur les planètes telluriques et les satellites des planètes géantes ; outre les impacts météoritiques mieux conservés que sur la Terre, où l'érosion les a le plus souvent effacés, on a reconnu des traces d'érosion fluviale, des plis et failles, des calottes glaciaires (sur Mars) ; des carapaces de glace déformées (sur Callisto, Europe et Ganymède, satellites de Jupiter) ; des volcans éteints (sur Vénus et Mars) ou en activité (sur Io, satellite de Jupiter), etc. Ces observations sont l'amorce d'une géologie des planètes qui n'en est qu'à ses débuts.

3.3. La télédétection

L'observation de la Terre par satellite dans le visible ou dans certaines bandes du spectre infrarouge autorise une cartographie précise, révélant des structures de grande dimension que la synthèse des observations de terrain ne permet pas toujours de mettre en évidence.
→ télédétection.

3.4. L'océanologie spatiale
Les mesures effectuées au-dessus des océans par des satellites équipés d'altimètres radar donnent des résultats de premier plan pour l'étude des courants ou des grands déplacements de la masse océanique, comme le phénomène El Niño, mais aussi dans le domaine de la géologie : moyennant diverses corrections, l'altimétrie de la surface des océans – connue au centimètre près – révèle la forme du fond et les accidents tectoniques qui l'affectent : on a pu ainsi dresser des cartes des fonds océaniques, qui vérifient les prédictions de la tectonique des plaques, fournissant donc de cette théorie une autre démonstration.

3.5. La géodésie spatiale
Des satellites géodésiques ont permis de mesurer avec une précision centimétrique les déplacements des objets géologiques à la surface de la Terre et de retrouver ainsi, par une autre méthode, les données de la tectonique des plaques, mais cette fois chiffrées en temps réel.

On passe ainsi de la géodynamique moyennée sur des millions d'années à la géodynamique mesurée sur une année. Le résultat le plus spectaculaire est que les valeurs obtenues par ces deux approches sont identiques : par exemple, moyenné sur 5 millions d'années ou mesuré sur une année, le coulissage du complexe de failles de San Andreas, en Californie, est de 5 cm par an.
On peut dès lors envisager de prédire le futur : à long terme, par exemple quand l'axe égéen, qui s'avance vers le sud à la cadence de 4 cm par an, viendra recouvrir la Libye en fermant la mer du Levant, etc. ; ou, à court terme, en particulier pour la prévision des séismes.


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TERRE

 

 

 

 

 

 

 

Terre

Cet article fait partie du dossier consacré au monde et du dossier consacré à l'histoire de la Terre.
Planète du système solaire habitée par l'homme (avec une majuscule)

ASTRONOMIE ET GÉOLOGIE

       


La Terre est la troisième, par la distance, des huit planètes principales qui tournent autour du Soleil. Cette situation orbitale ainsi que ses caractéristiques de masse concourent à en faire un astre « privilégié » : sa masse lui a permis de retenir une atmosphère suffisamment épaisse, qui la protège du rayonnement solaire ; son éloignement moyen du Soleil autorise la présence de l'eau sous forme liquide, condition impérative au développement de la vie. Car telle est bien l'originalité de la Terre : l'apparition de la vie à sa surface et son expansion dans une couche, la biosphère, inexistante sur les autres planètes du Système solaire.
Caractéristiques physiques et orbitales de la Terre
1. Les données astronomiques de la Terre

Variations cycliques de la position de la Terre sur son orbite
Prototype des planètes telluriques, la Terre décrit autour du Soleil une orbite elliptique à une distance moyenne de 149,6 millions de km. Le plan de cette orbite est l'écliptique. La Terre tourne aussi autour d'un axe passant par son centre de gravité (axe des pôles). La révolution autour du Soleil (en 365 jours) détermine la durée de l'année, et la rotation autour de l'axe des pôles (en 23 h 56 min), celle du jour, avec ses variations suivant les saisons.


La forme de la Terre est voisine de celle d'une sphère, légèrement aplatie aux pôles. Cette forme est conditionnée essentiellement par les forces de pesanteur auxquelles sont adjointes les actions dues à la rotation, ce qui détermine, en particulier, le géoïde.
La masse de la Terre peut se déduire de l'intensité du champ de pesanteur, de la connaissance de ses dimensions et de la valeur de la constante d'attraction universelle : elle est de 5,98.1024 kg, ce qui correspond à une masse volumique moyenne de 5,52.103 kg/m3, la répartition de cette masse se faisant par couches concentriques.

Parmi les caractères spécifiques de la planète Terre, il faut retenir : l'existence de son satellite naturel, la Lune, qui joue un rôle fondamental dans le phénomène des marées ; la propriété du globe terrestre de posséder un champ magnétique relativement intense (comparé à celui des autres planètes telluriques) qui a subi un grand nombre de renversements au cours de son histoire.
→ paléomagnétisme.
2. L’âge et l’origine de la Terre
2.1. La formation de la Terre

L'âge de la Terre est aujourd'hui estimé à 4,6 milliards d'années. La Terre se serait formée au sein d'une masse gazeuse, avec condensation et décantation progressives (→ accrétion), sous les effets combinés des forces de gravité et des divers processus de transformation énergétique (notamment la libération des énergies de « condensation » gravimétrique et de celles dues aux réactions d'ordre nucléaire).

Ces processus ne sont pas foncièrement différents de ceux que l'on fait intervenir dans la formation de la majorité des objets célestes. La Terre primitive, à très haute température, était sans doute en grande partie à l'état fondu. Dans cette matière en fusion, la gravité a engendré une différenciation entre un noyau très dense et des couches périphériques plus légères, ce qui explique la différence entre la densité moyenne du globe et la densité des roches de surface.



2.2. La formation de la croûte terrestre

Les théories de l'expansion des fonds océaniques et de la tectonique des plaques ont reçu un apport expérimental concret par la mise en évidence (depuis les années 1960) du rôle fondamental joué par les dorsales océaniques. Celles-ci sont le résultat d'un épanchement continu d'un magma sous-jacent, de caractère basaltique, qui, en se déversant de part et d'autre, reforme sans cesse de nouveaux fonds marins et repousse les fonds anciens.

Ce modèle rend bien compte de la faible épaisseur de la croûte terrestre, formée majoritairement de silice et d'alumine et dont la densité est de l'ordre de 2,7, par contraste avec les couches plus profondes, principalement du manteau, plus riche en magnésium, fer, etc., et plus dense, de l'ordre de 3,3 sous les océans.
Pour en savoir plus, voir l'article géologie.

La question des âges, périodes ou ères géologiques relève de la stratigraphie et de la géochronologie. En effet, reconstituer l'histoire de la Terre exige de dater les événements enregistrés dans les roches. Les datations peuvent être relatives et permettent de comparer deux roches ou situer un événement par rapport à un autre. Mais il faut aussi connaître l'âge absolu. La radiochronologie, fondée sur la radioactivité naturelle et la loi de décroissance radioactive des radionucléides, permet de donner un âge aux formations géologiques (→ ères géologiques). La combinaison des datations relatives et absolues a conduit à l'élaboration de l'échelle stratigraphique qui sert de référence aux études géologiques.


3. La structure de la Terre

La Terre est une succession de couches, solides, liquide et gazeuse, plus ou moins emboîtées.
L'enveloppe gazeuse constitue l'atmosphère, formée d'éléments légers volatils, qui proviennent du dégazage du globe solide.
L'enveloppe liquide, ou hydrosphère, comprend l'ensemble des mers, océans, rivières et glaciers, banquise ; sa composition moyenne est pratiquement celle de l'eau de mer (→ eau).

Les couches solides sont, en proportion de leur masse, les plus importantes. Schématiquement, la partie solide de la Terre se divise en trois zones concentriques qui sont : la croûte, le manteau (subdivisé en manteau supérieur et manteau inférieur) et le noyau (subdivisé en noyau externe et noyau interne ou graine).
Ces résultats sont déduits principalement de l'interprétation des observations sur la propagation des ondes sismiques (→ sismologie), renforcée par de puissants moyens informatiques qui permettent aujourd'hui de réaliser des tomographies sismiques. On fait aussi appel à des méthodes gravimétriques, géothermiques, magnétiques et électromagnétiques, etc., sans oublier les données géologiques.
3.1. La croûte terrestre

De toutes ces zones, la croûte est à la fois la zone la plus connue et la moins connue de par sa complexité et sa variabilité. Globalement, on distingue : la croûte continentale, de 30 à 40 km d'épaisseur environ (atteignant 75 km parfois, sous les montagnes), comprenant des roches sédimentaires ou métamorphiques sur quelques kilomètres, « posées » sur une couche de type granitique ; la croûte océanique, d'environ 5 à 10 km d'épaisseur, composée en majorité de basalte. Le passage de la croûte au manteau se situe le long de la discontinuité de Mohorovičić (ou moho), liée à une variation brusque de vitesse des ondes sismiques la traversant, qui est considérée comme enveloppant le manteau d'une façon continue.

3.2. Le manteau terrestre

Sous cette discontinuité, le manteau s'étend jusqu'à une profondeur de 2 900 km environ. La viscosité des solides qui constituent le manteau terrestre conduit à de gigantesques mouvements de convection. La base du manteau est limitée par la discontinuité de Gutenberg. Le fait marquant à ce niveau est la disparition des ondes sismiques de cisaillement, montrant le passage de matériaux solides à un noyau fluide.

3.3. Le noyau
Le noyau se divise en noyau externe, fluide, jusqu'à une profondeur de 5 100 km, et noyau interne, solide, appelé graine, de 1 250 km d’épaisseur, où règne une température comprise entre 3 800 et 5 500 °C selon la profondeur. Le noyau externe, de 2 225 km d’épaisseur, composé en majorité de fer en fusion, serait le siège de phénomènes convectifs à l'origine du champ magnétique terrestre.

3.4. Autre découpage
À cette décomposition de nature chimique et minéralogique se superpose une décomposition de nature physique qui traduit un changement de l'état cristallin de la matière. Ce découpage est le suivant :
– la lithosphère, enveloppe externe rigide pouvant atteindre 100 km d'épaisseur sous les continents (c'est la zone mise en jeu dans la théorie de la tectonique des plaques) ;
– l'asthénosphère, marquée par une faible résistance mécanique due à un état visqueux des matériaux la composant, jusqu'à 350 à 400 km de profondeur environ ;
– la mésosphère, rigide dans sa partie haute jusqu'à 650 km environ.
Pour en savoir plus, voir l'article géologie.

4. Le champ magnétique terrestre

La Terre est affectée d'un champ magnétique dont l'axe est légèrement décalé (11,5°) par rapport à l'axe de rotation de la Terre. Le magnétisme est provoqué par le mouvement du magma métallique dans le noyau externe liquide qui tourne autour du noyau interne solide. Il n’est pas dû au fer qui compose le noyau. Ces mouvements font que le globe terrestre se comporte comme si un énorme aimant droit était placé en son centre.
→ géomagnétisme.
Cependant, les lignes de force magnétiques ne se développent pas symétriquement dans l'espace d'un pôle à l'autre : les sondes spatiales ont ainsi établi que la zone d'influence de ce champ dans l'espace est limitée par une frontière, la magnétopause, sur laquelle viennent buter les particules chargées qu'émet, en permanence, le Soleil.


Le champ magnétique terrestre présente également des variations à court terme (de l'ordre de la journée, du mois ou de l'année) de faible intensité (0,1 % du champ total), qui sont provoquées par des perturbations dans la magnétosphère (par exemple, les aurores polaires). Il existe aussi des variations séculaires, voire carrément des inversions du champ. Ces dernières sont notamment enregistrées par les roches éruptives durant leur refroidissement (aimantation thermorémanente).


La cartographie précise de la direction d'aimantation enregistrée par ces roches permet de dresser des cartes de la dérive des continents, de la dérive apparente des pôles, de l'expansion du plancher des océans, et d'étalonner les successions stratigraphiques de sédiments par référence aux données paléomagnétiques successives qui y ont été enregistrées sur une même verticale, donc dans le temps (magnétostratigraphie).
Pour en savoir plus, voir les articles géochimie, géologie, géophysique, roche.

 

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