Supercontinent - Supercontinent

Même si selon les définitions modernes, les supercontinents n'existent pas aujourd'hui, la masse continentale actuelle d' Afro-Eurasie contient environ 57% de la superficie terrestre de la Terre.

En géologie , un supercontinent est l'assemblée de la plupart ou tous la Terre de blocs continentaux ou cratons pour former une seule grande masse. Cependant, certains scientifiques de la Terre utilisent une définition différente, "un regroupement de continents autrefois dispersés", qui laisse place à l'interprétation et est plus facile à appliquer à l' époque précambrienne bien qu'au moins environ 75 % de la croûte continentale alors existante ait été proposée comme un limite pour séparer les supercontinents des autres groupements.

Les supercontinents se sont assemblés et dispersés plusieurs fois dans le passé géologique (voir tableau). Selon les définitions modernes, un supercontinent n'existe pas aujourd'hui ; le plus proche existant d'un supercontinent est la masse continentale afro-eurasienne actuelle , qui couvre env. 57 % de la superficie terrestre totale de la Terre. Le supercontinent Pangée est le nom collectif décrivant toutes les masses continentales lorsqu'elles étaient les plus récemment proches les unes des autres. Les positions des continents ont été déterminées avec précision depuis le début du Jurassique , peu avant l'éclatement de la Pangée (voir image animée). Le continent antérieur Gondwana n'est pas considéré comme un supercontinent selon la première définition puisque les masses continentales de la Baltique , de la Laurentie et de la Sibérie étaient séparées à l'époque.

Supercontinents à travers l'histoire géologique

Le tableau suivant nomme les anciens supercontinents reconstruits, en utilisant la définition plus lâche de Bradley de 2011, avec une échelle de temps approximative de millions d'années (Ma).

Nom du supercontinent Âge (Ma) Plage de période/ère Commenter
Vaalbara 3 636-2 803 Éoarchéen-mésoarchéen Également décrit comme un supercraton ou juste un continent
Ur 2 803-2 408 Mésoarchéen-Siderien Décrit à la fois comme un continent et un supercontinent
Kenorland 2 720-2 114 Néoarchéen-rhyacien Alternativement, les continents peuvent avoir formé en deux groupes Superia et Sclavia
Arctique 2 114 à 1 995 Rhyacien-Orosirien Pas généralement considéré comme un supercontinent, selon la définition
Atlantica 1 991-1 124 Orosirian-Stenian Pas généralement considéré comme un supercontinent, selon la définition
Colombie (Nuna) 1 820-1 350 Orosirienne-Ectasienne
Rodinia 1 130–750 Stenian-Tonian
Pannotia 633-573 Édiacaran
Gondwana 550-175 Ediacaran-Jurassique Du Carbonifère, faisait partie de la Pangée, pas toujours considéré comme un supercontinent
Pangée 336-175 Carbonifère-Jurassique

Chronologie générale

Il existe deux modèles contrastés pour l'évolution des supercontinents à travers les temps géologiques. Le premier modèle théorise qu'il existait au moins deux supercontinents distincts comprenant Vaalbara (de ~3636 à 2803 Ma ) et Kenorland (de ~2720 à 2450 Ma ). Le supercontinent néoarchéen était composé de Superia et Sclavia. Ces parties de l'âge néoarchéen se sont rompues à ~2480 et 2312 Ma et des parties d'entre elles sont ensuite entrées en collision pour former Nuna (Europe du Nord Amérique du Nord) ( ~1820 Ma ). Nuna a continué à se développer pendant le Mésoprotérozoïque , principalement par accrétion latérale d'arcs juvéniles, et dans ~1000 Ma Nuna est entré en collision avec d'autres masses continentales, formant Rodinia . Entre ~825 et 750 Ma, Rodinia s'est disloquée. Cependant, avant de se séparer complètement, certains fragments de Rodinia s'étaient déjà réunis pour former le Gondwana (également connu sous le nom de Gondwanaland) vers 608 Ma . La Pangée formée par ~336 Ma à la suite de la collision du Gondwana, de la Laurasie ( Laurentia et Baltica ) et de la Sibérie.

Le deuxième modèle (Kenorland-Arctica) est basé à la fois sur des preuves paléomagnétiques et géologiques et propose que la croûte continentale comprenait un seul supercontinent de ~2,72 Ga jusqu'à la rupture au cours de la période Ediacaran après ~0,573 Ga . La reconstruction est dérivée de l'observation que les pôles paléomagnétiques convergent vers des positions quasi-statiques pour de longs intervalles entre ~2,72–2,115, 1,35-1,13 et 0,75–0,573 Ga avec seulement de petites modifications périphériques à la reconstruction. Pendant les périodes intermédiaires, les pôles se conforment à un chemin de dérapage polaire apparent unifié. Bien qu'elle contraste avec le premier modèle, la première phase (Protopangea) incorpore essentiellement Vaalbara et Kenorland du premier modèle. L'explication de la durée prolongée du supercontinent Protopangea-Paleopangea semble être que la tectonique du couvercle (comparable à la tectonique opérant sur Mars et Vénus) a prévalu à l'époque précambrienne . Selon cette théorie, la tectonique des plaques telle qu'elle est observée sur la Terre contemporaine n'est devenue dominante que pendant la dernière partie des temps géologiques. Cette approche a été largement critiquée par de nombreux chercheurs car elle utilise une application incorrecte des données paléomagnétiques.

Le supercontinent phanérozoïque Pangée a commencé à briser 215 Ma et le fait encore aujourd'hui. Parce que la Pangée est le plus récent des supercontinents de la Terre, c'est le plus connu et le mieux compris. Contribuer à la popularité de Pangaea dans la salle de classe est le fait que sa reconstruction est presque aussi simple que d'adapter les continents actuels bordant les océans de type Atlantique comme des pièces de puzzle.

Cycles supercontinentaux

Un cycle de supercontinent est l'éclatement d'un supercontinent et le développement d'un autre, qui se déroule à l'échelle mondiale. Les cycles des supercontinents ne sont pas les mêmes que le cycle de Wilson , qui est l'ouverture et la fermeture d'un bassin océanique individuel. Le cycle de Wilson se synchronise rarement avec le calendrier d'un cycle supercontinental. Cependant, les cycles des supercontinents et les cycles de Wilson ont tous deux été impliqués dans la création de la Pangée et de la Rodinia.

Les tendances séculaires telles que les carbonatites , les granulites , les éclogites et les événements de déformation de la ceinture de roches vertes sont tous des indicateurs possibles de la cyclicité du supercontinent précambrien, bien que la solution Protopangea- Paleopangea implique que le style phanérozoïque des cycles supercontinentaux n'ait pas fonctionné pendant ces périodes. En outre, il existe des cas où ces tendances séculaires ont une empreinte faible, inégale ou absente sur le cycle supercontinental ; les méthodes séculaires de reconstruction des supercontinents produiront des résultats qui n'ont qu'une seule explication, et chaque explication d'une tendance doit s'accorder avec les autres.

Supercontinents et volcanisme

Au fur et à mesure que la dalle est subductée dans le manteau, le matériau le plus dense se détachera et coulera vers le manteau inférieur, créant une discontinuité connue ailleurs sous le nom d'avalanche de dalle.
Les effets des panaches du manteau probablement causés par des avalanches de plaques ailleurs dans le manteau inférieur sur la rupture et l'assemblage des supercontinents

On pense que les causes de l'assemblage et de la dispersion des supercontinents sont dues aux processus de convection dans le manteau terrestre . À environ 660 km dans le manteau, une discontinuité se produit, affectant la croûte de surface par des processus tels que les panaches et les superplumes (c'est-à-dire les grandes provinces à faible vitesse de cisaillement ). Lorsqu'une plaque de la croûte subductée est plus dense que le manteau environnant, elle s'enfonce dans la discontinuité. Une fois que les plaques s'accumulent, elles s'enfoncent jusqu'au manteau inférieur dans ce qu'on appelle une "avalanche de plaques ". Ce déplacement au niveau de la discontinuité entraînera la compensation du manteau inférieur et sa remontée ailleurs. Le manteau ascendant peut former un panache ou un super panache.

En plus d'avoir des effets de composition sur le manteau supérieur en reconstituant les éléments lithophiles à gros ions , le volcanisme affecte le mouvement des plaques. Les plaques seront déplacées vers une dépression géoïdale peut-être là où l'avalanche de plaque s'est produite et repoussées de l'anticyclone géoïdal qui peut être causé par les panaches ou superplumes. Cela amène les continents à se rapprocher pour former des supercontinents et était évidemment le processus qui a conduit à l'agrégation de la croûte continentale primitive en Protopangea. La dispersion des supercontinents est causée par l'accumulation de chaleur sous la croûte due à la montée de très grandes cellules de convection ou panaches, et un dégagement de chaleur massif a entraîné la rupture finale de Paleopangea. L'accrétion se produit sur les dépressions géoïdales qui peuvent être causées par des plaques d'avalanche ou les branches descendantes des cellules de convection. Des preuves de l'accrétion et de la dispersion des supercontinents sont visibles dans les archives géologiques des roches.

L'influence des éruptions volcaniques connues ne se compare pas à celle des basaltes de crue . Le moment de la crue des basaltes a correspondu à une débâcle continentale à grande échelle. Cependant, faute de données sur le temps nécessaire à la production des basaltes de crue, l'impact climatique est difficile à quantifier. Le moment d'une seule coulée de lave est également indéterminé. Ce sont des facteurs importants sur la façon dont les basaltes de crue ont influencé le paléoclimat .

Supercontinents et tectonique des plaques

La paléogéographie globale et les interactions des plaques aussi loin que la Pangée sont relativement bien comprises aujourd'hui. Cependant, les preuves deviennent plus rares plus loin dans l'histoire géologique. Les anomalies magnétiques marines , les correspondances passives des marges , l'interprétation géologique des ceintures orogéniques , le paléomagnétisme, la paléobiogéographie des fossiles et la distribution des strates sensibles au climat sont autant de méthodes pour obtenir des preuves de la localisation du continent et des indicateurs de l'environnement à travers le temps.

Le Phanérozoïque (541 Ma à présent) et le Précambrien ( 4,6 Ga à 541 Ma ) avaient principalement des marges passives et des zircons détritiques (et des granites orogéniques ), alors que la tenure de la Pangée en contenait peu. Les bords correspondants des continents sont l'endroit où se forment les marges passives. Les bords de ces continents peuvent se fissurer . À ce stade, l'étalement du fond marin devient la force motrice. Les marges passives naissent donc lors de l'éclatement des supercontinents et meurent lors de l'assemblage des supercontinents. Le cycle des supercontinents de la Pangée est un bon exemple de l'efficacité de l'utilisation de la présence ou de l'absence de ces entités pour enregistrer le développement, l'occupation et l'éclatement des supercontinents. Il y a une forte diminution des marges passives entre 500 et 350 Ma au moment de l'assemblage de la Pangée. La tenure de la Pangée est marquée par un faible nombre de marges passives pendant 336 à 275 Ma, et son éclatement est indiqué avec précision par une augmentation des marges passives.

Des ceintures orogéniques peuvent se former lors de l'assemblage des continents et des supercontinents. Les ceintures orogéniques présentes sur les blocs continentaux sont classées en trois catégories différentes et ont des implications pour l'interprétation des corps géologiques. Les ceintures orogéniques intercratoniques sont caractéristiques de la fermeture des bassins océaniques. Des indicateurs clairs d'activité intracratonique contiennent des ophiolites et d'autres matériaux océaniques présents dans la zone de suture. Les ceintures orogéniques intracratoniques se présentent sous forme de ceintures de poussée et ne contiennent aucun matériau océanique. Cependant, l'absence d'ophiolites n'est pas une preuve solide des ceintures intracratoniques, car le matériau océanique peut être extrait et érodé dans un environnement intracratonique. Le troisième type de ceinture orogénique est une ceinture orogénique confinée qui est la fermeture de petits bassins. L'assemblage d'un supercontinent devrait montrer des ceintures orogéniques intracratoniques. Cependant, l'interprétation des ceintures orogéniques peut être difficile.

La collision du Gondwana et de la Laurasia s'est produite à la fin du Paléozoïque . Par cette collision, la chaîne de montagnes Variscan a été créée, le long de l'équateur. Cette chaîne de montagnes de 6 000 km de long est généralement désignée en deux parties : la chaîne de montagnes hercynienne de la fin du Carbonifère constitue la partie orientale, et la partie occidentale est appelée les Appalaches , surélevée au début du Permien . (L'existence d'un plateau élevé plat semblable au plateau tibétain fait l'objet de nombreux débats.) La localité de la chaîne varisque l'a rendue influente à la fois sur les hémisphères nord et sud. L'élévation des Appalaches influencerait grandement la circulation atmosphérique mondiale.

Climat supercontinental

Les continents affectent considérablement le climat de la planète, les supercontinents ayant une influence plus grande et plus répandue. Les continents modifient la configuration globale des vents, contrôlent les trajectoires des courants océaniques et ont un albédo plus élevé que les océans. Les vents sont redirigés par les montagnes et les différences d'albédo provoquent des changements dans les vents côtiers. Une altitude plus élevée dans les intérieurs continentaux produit un climat plus frais et plus sec, le phénomène de continentalité . Cela se voit aujourd'hui en Eurasie , et les archives rocheuses montrent des preuves de continentalité au milieu de la Pangée.

Glacial

Le terme époque glaciaire fait référence à un long épisode de glaciation sur Terre sur des millions d'années. Les glaciers ont des implications majeures sur le climat, notamment à travers le changement du niveau de la mer . Les changements de position et d'élévation des continents, la paléolatitude et la circulation océanique affectent les époques glaciaires. Il existe une association entre le rifting et l'éclatement des continents et des supercontinents et les époques glaciaires. Selon le premier modèle pour les supercontinents précambriens décrit ci-dessus, la dislocation de Kenorland et de Rodinia était associée aux époques glaciaires paléoprotérozoïque et néoprotérozoïque , respectivement. En revanche, la deuxième solution décrite ci-dessus montre que ces glaciations sont corrélées avec des périodes de faible vitesse continentale et il est conclu qu'une baisse de l'activité tectonique et volcanique correspondante était responsable de ces intervalles de frigidité globale. Au cours de l'accumulation de supercontinents avec des périodes de soulèvement régional, les époques glaciaires semblent être rares avec peu de preuves à l'appui. Cependant, le manque de preuves ne permet pas de conclure que les époques glaciaires ne sont pas associées à l'assemblage collisionnel des supercontinents. Cela pourrait simplement représenter un biais de préservation.

À la fin de l' Ordovicien (~458,4 Ma), la configuration particulière du Gondwana peut avoir permis à la glaciation et à des niveaux élevés de CO 2 de se produire en même temps. Cependant, certains géologues ne sont pas d'accord et pensent qu'il y a eu une augmentation de la température à ce moment-là. Cette augmentation peut avoir été fortement influencée par le mouvement du Gondwana à travers le pôle Sud, qui peut avoir empêché une longue accumulation de neige. Bien que les températures de la fin de l'Ordovicien au pôle Sud aient atteint le point de congélation, il n'y avait pas de calotte glaciaire du début du Silurien (~ 443,8 Ma) à la fin du Mississippien (~ 330,9 Ma). Un accord peut être trouvé avec la théorie selon laquelle la neige continentale peut se produire lorsque le bord d'un continent est près du pôle. Par conséquent, le Gondwana, bien que situé tangent au pôle Sud, peut avoir connu une glaciation le long de sa côte.

Précipitation

Bien que les taux de précipitation pendant les circulations de mousson soient difficiles à prévoir, il existe des preuves d'une grande barrière orographique à l'intérieur de la Pangée à la fin du Paléozoïque (~251,902 Ma). La possibilité d'une orientation SW-NE des Appalaches-Hercyniennes rend les circulations de mousson de la région potentiellement liées aux circulations de mousson actuelles entourant le plateau tibétain, qui est connu pour influencer positivement l'ampleur des périodes de mousson en Eurasie. On s'attend donc quelque peu à ce que la topographie inférieure dans d'autres régions du supercontinent au cours du Jurassique influence négativement les variations des précipitations. L'éclatement des supercontinents peut avoir affecté les précipitations locales. Lorsqu'un supercontinent se désagrège, il y aura une augmentation du ruissellement des précipitations à la surface des masses continentales, augmentant l' altération des silicates et la consommation de CO 2 .

Température

Même si pendant l' Archéen, le rayonnement solaire a été réduit de 30 pour cent et la limite Cambrien - Précambrien de six pour cent, la Terre n'a connu que trois périodes glaciaires tout au long du Précambrien. Des conclusions erronées sont plus susceptibles d'être tirées lorsque les modèles sont limités à une configuration climatique (qui est généralement actuelle).

Les hivers froids dans les intérieurs continentaux sont dus aux rapports de taux de refroidissement radiatif (plus élevé) et de transport de chaleur à partir des bords continentaux. Pour augmenter les températures hivernales à l'intérieur des continents, le taux de transport de chaleur doit augmenter pour devenir supérieur au taux de refroidissement radiatif. Grâce aux modèles climatiques, les modifications de la teneur en CO 2 atmosphérique et du transport de chaleur océanique ne sont pas relativement efficaces.

Les modèles de CO 2 suggèrent que les valeurs étaient faibles à la fin des glaciations du Cénozoïque et du Carbonifère - Permien . Bien que les valeurs du début du Paléozoïque soient beaucoup plus importantes (plus de dix pour cent supérieures à celles d'aujourd'hui). Cela peut être dû aux taux d'étalement élevés des fonds marins après la rupture des supercontinents précambriens et au manque de plantes terrestres comme puits de carbone .

Au cours de la fin du Permien, on s'attend à ce que les températures saisonnières de la Pangée varient considérablement. Les températures estivales subtropicales étaient plus chaudes que celles d'aujourd'hui de 6 à 10 degrés et les latitudes moyennes en hiver étaient inférieures à -30 degrés Celsius. Ces changements saisonniers au sein du supercontinent ont été influencés par la grande taille de la Pangée. Et, tout comme aujourd'hui, les régions côtières ont connu beaucoup moins de variations.

Au cours du Jurassique, les températures estivales n'ont pas dépassé zéro degré Celsius le long du bord nord de la Laurasia , qui était la partie la plus au nord de la Pangée (la partie la plus au sud de la Pangée était le Gondwana). Des pierres tombales sur glace provenant de Russie sont des indicateurs de cette limite nord. On pense que le Jurassique a été d'environ 10 degrés Celsius plus chaud le long de 90 degrés de paléolongitude est par rapport à la température actuelle de l'Eurasie centrale d'aujourd'hui.

Cycles de Milankovitch

De nombreuses études sur les fluctuations de Milankovitch au cours des périodes supercontinentales se sont concentrées sur le Crétacé moyen . Les amplitudes actuelles des cycles de Milankovitch sur l'Eurasie actuelle peuvent se refléter dans les hémisphères sud et nord du supercontinent Pangée. La modélisation climatique montre que les fluctuations estivales variaient de 14 à 16 degrés Celsius sur la Pangée, ce qui est similaire ou légèrement supérieur aux températures estivales de l'Eurasie pendant le Pléistocène . Les cycles de Milankovitch de plus grande amplitude devraient avoir eu lieu aux latitudes moyennes à élevées au cours du Trias et du Jurassique.

Mandataires

Âges U–Pb de 5 246 zircons détritiques concordants provenant de 40 des principaux fleuves de la Terre

Les granites et les zircons détritiques ont des apparences particulièrement similaires et épisodiques dans les archives rocheuses. Leurs fluctuations sont en corrélation avec les cycles du supercontinent précambrien. Les datations U–Pb sur zircon des granites orogéniques sont parmi les déterminants du vieillissement les plus fiables. Certains problèmes existent avec le recours aux zircons de source granitique, tels que le manque de données de source mondiale uniforme et la perte de zircons de granit par la couverture sédimentaire ou la consommation plutonique . Là où les zircons granitiques sont moins adéquats, des zircons détritiques issus des grès apparaissent et comblent les lacunes. Ces zircons détritiques sont extraits des sables des grands fleuves modernes et de leurs bassins versants. Les anomalies magnétiques océaniques et les données paléomagnétiques sont les principales ressources utilisées pour reconstruire les emplacements des continents et des supercontinents jusqu'à environ 150 Ma.

Supercontinents et gaz atmosphériques

La tectonique des plaques et la composition chimique de l'atmosphère (en particulier les gaz à effet de serre ) sont les deux facteurs les plus prédominants présents à l' échelle des temps géologiques . La dérive des continents influence à la fois les épisodes climatiques froids et chauds. La circulation atmosphérique et le climat sont fortement influencés par l'emplacement et la formation des continents et des mégacontinents. Par conséquent, la dérive des continents influence la température globale moyenne.

Les niveaux d'oxygène de l' Eon archéen étaient négligeables et aujourd'hui, ils sont d'environ 21 %. On pense que la teneur en oxygène de la Terre a augmenté par étapes : six ou sept étapes qui sont très étroitement synchronisées avec le développement des supercontinents de la Terre.

  1. Les continents se heurtent
  2. Forme de super-montagnes
  3. Érosion des super montagnes
  4. De grandes quantités de minéraux et de nutriments se déversent dans l'océan
  5. Explosion de la vie des algues marines (provenant en partie de nutriments notés)
  6. Quantités massiques d'oxygène produites pendant la photosynthèse

Le processus d'augmentation de la teneur en oxygène atmosphérique de la Terre est théorisé comme ayant commencé avec la collision continent-continent d'énormes masses continentales formant des supercontinents, et donc peut-être des chaînes de montagnes supercontinentales (super montagnes). Ces super montagnes se seraient érodées et les quantités massives de nutriments, dont le fer et le phosphore , se seraient déversées dans les océans, comme nous le voyons aujourd'hui. Les océans seraient alors riches en nutriments essentiels aux organismes photosynthétiques, qui seraient alors capables de respirer des quantités massives d'oxygène. Il existe une relation directe apparente entre l'orogenèse et la teneur en oxygène de l'atmosphère. Il existe également des preuves d'une sédimentation accrue en même temps que le moment de ces événements d'oxygénation de masse, ce qui signifie que le carbone organique et la pyrite à ces moments étaient plus susceptibles d'être enfouis sous les sédiments et donc incapables de réagir avec l'oxygène libre. Cela a soutenu l'augmentation de l'oxygène atmosphérique.

Pendant ce temps, 2,65 Ga, il y a eu une augmentation du fractionnement des isotopes du molybdène . Elle était temporaire mais soutient l'augmentation de l'oxygène atmosphérique car les isotopes du molybdène nécessitent de l'oxygène libre pour se fractionner. Entre 2,45 et 2,32 Ga, la deuxième période d'oxygénation s'est produite, elle a été appelée le « grand événement d'oxygénation ». De nombreux éléments de preuve soutiennent l'existence de cet événement, y compris l' apparition de lits rouges 2,3 Ga (ce qui signifie que Fe 3+ était produit et est devenu un composant important dans les sols). La troisième étape d'oxygénation d'environ 1,8 Ga est indiquée par la disparition des formations de fer . Les études isotopiques du néodyme suggèrent que les formations de fer proviennent généralement de sources continentales, ce qui signifie que Fe et Fe 2+ dissous ont dû être transportés pendant l'érosion continentale. Une augmentation de l'oxygène atmosphérique empêche le transport de Fe, de sorte que le manque de formations de fer peut être dû à une augmentation de l'oxygène. Le quatrième événement d'oxygénation, d'environ 0,6 Ga, est basé sur des taux modélisés d' isotopes de soufre provenant de sulfates marins associés aux carbonates . Une augmentation (presque doublée de la concentration) des isotopes du soufre, suggérée par ces modèles, nécessiterait une augmentation de la teneur en oxygène des océans profonds. Entre 650 et 550 Ma, il y a eu trois augmentations des niveaux d'oxygène des océans, cette période est la cinquième étape d'oxygénation. L'une des raisons indiquant que cette période est un événement d'oxygénation est l'augmentation du molybdène sensible à l' oxydoréduction dans les schistes noirs . Le sixième événement s'est produit entre 360 ​​et 260 Ma et a été identifié par des modèles suggérant des changements dans l'équilibre du 34 S dans les sulfates et du 13 C dans les carbonates , qui étaient fortement influencés par une augmentation de l'oxygène atmosphérique.

Voir également

Les références

Lectures complémentaires

  • Nield, Ted, Supercontinent : Dix milliards d'années dans la vie de notre planète , Harvard University Press, 2009, ISBN  978-0674032453

Liens externes