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Une brêve histoire de la planète terre - Du Big Bang à la fin du Précambrien > Tous les articles
L'UNIVERS: 13.7 Ga* années (Ga* = milliard)
L'Univers est l'ensemble régi par un certain nombre de lois de tout ce qui existe: le temps, l'espace, l'énergie, la matière (étoiles, planètes, gaz, poussières, ...).
L'origine de l'Univers est inconnue. Les astrophysiciens expliquent l'origine de l'Univers par la théorie* du Big Bang, un évènement qui le décrit le mieux pour le moment, sans que cela préjuge de l’existence d’un « instant initial » ou d’un commencement à son histoire.
L'âge de l'Univers est fixé à 13,7 milliards d'années avec une incertitude de + ou - 0,2 milliards d'années en l'état actuel des recherches.

Image de l'Univers vu depuis la planète Terre.
Une image de l'Univers La Terre notre planète, les planètes Mercure, Vénus, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus, Neptune, les cent soixante quinze satellites et les milliards de petits corps célestes (astéroïdes, comètes, poussières...) tournoyant autour du soleil. Le système solaire lui-même situé dans la Voie Lactée, notre galaxie, qui fait partie d' un ensemble encore plus grand composé de milliards de galaxies. Toute cette matière visible et non visible compose : l'Univers. |
La théorie du Big Bang - L'expansion de l'Univers - Des atomes aux galaxies.
La théorie du Big Bang est un ensemble d'explications, un modèle théorique* utilisé en cosmologie* pour décrire la formation de l'Univers. La théorie du Big Bang privilégie l'existence d'une phase* infiniment dense et très chaude, très brève durant laquelle l'Univers infiniment petit aurait grandi de façon exponentielle et rapide pour former dès les premiers instants de son refroidissement les particules élémentaires puis les atomes et l'ensemble de la matière première qui a donné naissance aux nébuleuses, aux galaxies*, aux étoiles, aux nuages interstellaires et à tous les corps célestes qui nous entourent. L'Univers est en constante expansion. L'expansion de l'Univers qui continue encore aujourd'hui s'est faite à des rythmes variables.
Un modèle théorique* est la représentation théorique d’un ensemble ou système complexe, il s'agit ici de la représentation théorique de l'Univers. |

Image de la Galaxie d'Andromède, galaxie spirale la plus proche de la Voie lactée. Assemblage d'étoiles, de gaz, de poussières, ..., elle est visible à l'œil nu depuis la Terre.
Les étapes de l'histoire de l'Univers: du Big Bang à la nébuleuse pré-solaire.
La physique décrit l'Univers de l'infiniment petit à l'infiniment grand, par la formation des particules élémentaires et des éléments chimiques qui constituent la matière par l'interaction de quatre grandes forces: la force nucléaire forte, la force nucléaire faible, la force électromagnétique et la force gravitationnelle (ou gravité). Les données de physique théorique permettent de découper les premiers instants de l'histoire de l'Univers en quatre ères caractérisées chacune par un état de la matière et des rayonnements.
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Les étoiles* se forment par effondrement gravitationnel local de nuages de gaz composés d'hydrogène et d'hélium et de poussières. |
![]()
Image d'une nébuleuse : ici la nébuleuse du Crabe rémanent de la supernova de1054 - |
La nébuleuse du Crabe est constituée des débris (gaz, poussières, ...) éjectés lors de l'explosion de la supernova de 1054 dénomée SN 1054. Elle s'étend sur une distance de six années-lumière. L'explosion de la supernova a eu lieu, il y a environ un millénaire, en 1054. Les filaments oranges sont les restes en lambeaux de l'étoile et se composent principalement d'hydrogène. Les couleurs de l'image indiquent les différents éléments qui ont été expulsé lors de l'explosion. Le bleu dans les filaments de la partie extérieure de la nébuleuse représente l'oxygène neutre, le vert est le souffre ionisé I, et le rouge indique l'oxygène ionisé II. (Image et texte sont extraits de Wikipédia article SN 1054) |
NAISSANCE DU SYSTÈME SOLAIRE: 4.568 Ga
Formation du système solaire, du proto-soleil et du Soleil*
On date la "naissance" du système solaire à 4.568 milliards d'années (Ga) avec une approximation de plus ou moins 3 millions d'années (Ma). Comment cela s'est-il passé ?
Il y a 4.568 milliards d'années dans un nuage moléculaire géant du bras d'Orion nait une première génération d'étoiles. Certaines de ces étoiles sont massives et explosent en supernova et dispersent dans leur environnement du fer-60 qui va enrichir les milieux interstellaires. D'autres étoiles vont générés de l'aluminium-26. c'est dans cet environnement enrichi en fer-60 et aluminium-26 que va naitre par effondrement gravitationnel* une proto-étoile appelée Proto-soleil entourée par un disque de gaz et de poussières appelé disque protoplanétaire.
Au cœur du Proto-soleil, la température est si élevée que son hydrogène va fusionner. Des réactions thermonucléaires se produisent, le proto-soleil devient l'étoile Soleil. Le Soleil atteint sa séquence principale, son stade d'équilibre après un milliard d’années. Parallèlement, dans le disque protoplanétaire, depuis l'effondrement en présence d'interactions magnétiques et de températures très élevées, les gaz et les poussières présents tournoient autour de la jeune étoile et se transforment; des minéraux apparaissent par condensation*. La période de condensation va durer environ deux millions d'années. Les premiers corps solides du système solaire se constituent, leur taille varie de quelques millimètres à quelques centimètres. Puis après quelques millions d'années par accrétion*, ces poussières vont former des cailloux, puis des planétésimaux* de quelques dizaines à centaines de kilomètres, lesquels en s’agrégeant vont progressivement donné naissance aux planètes du système solaire*, à leurs satellites, aux astéroïdes et aux comètes. (Voir ci-dessous les rubriques: Mécanisme de condensation des solides à partir des gaz ? et Comment se forment les planètes dans le disque protoplanétaire ? Le phénomène d'accrétion des particules solides.)
Lorsque le Soleil a atteint sa séquence principale après un milliard d’années, la planète Terre existe déjà depuis 900 millions d’années. La Terre est une planète tellurique, c'est à dire essentiellement rocheuse.
Le soleil* est une étoile de taille moyenne située dans un bras secondaire (le bras d’Orion) de notre galaxie, la voie Lactée. La formation d’une étoile suit l’effondrement gravitaire local d’un nuage interstellaire ; ce processus est déclenché par une onde de choc qui est due à l’explosion d’une supernova dans un environnement proche.
La condensation* est un mécanisme complexe .... La condensation décrit le phénomène physique du passage d'un gaz à un état solide. Par abus de langage, la condensation désigne aussi le passage d'un gaz à l'état liquide, mais le terme exact dans ce cas est liquéfaction. |
Mécanisme de condensation des solides à partir des gaz ?
Dans le disque protoplanétaire, la condensation des solides à partir des gaz varie selon les conditions de température et de pression. La température de condensation est d'autant plus élevée que la pression est forte.
Dans son livre, "La naissance de la Terre" Alain Meunier établit la formation des composés minéraux comme suit dans le disque protoplanétaire :
- Au plus prés du proto-Soleil, se trouve les composés réfractaires (silicates de calcium et d'aluminium) appelés CAI qui cristallisent à des températures supérieures à 1500 K.
- Puis viennent les métaux (fer et nickel), et les silicates de magnésium (olivine, pyroxène) entre 1200 et 1400 K,
- et enfin les feldspaths vers1000 K.
Ce sont tous les composés anhydres (ils ne contiennent pas d'eau).
Au-delà, le relais est pris par des minéraux qui contiennent des radicaux OH dans leur structure (composés hydroxylés). Ils ont donc eu besoin d'eau pour se former. Ce sont d'abord les amphiboles, puis les serpentines qui apparaissent lorsque la température est inférieure à 500 K (227 °C) et finalement, la glace d'eau en dessous de 250 K (- 23 °C),
C'est à partir de ces composés que se sont construits dans le disque protoplanétaire: les planétésimaux, les planètes, les astéroïdes, les comètes*...
Comète*: astre formé de glaces et de poussières. |
(Ci-dessous schéma du système solaire aujourd'hui: le proto-soleil est devenu l'étoile soleil et les planètes se sont formées autour du Soleil dans le disque protoplanétaire) |

Image du système solaire actuel : le soleil et son disque protoplanétaire formé de planètes et de ceintures d'atéroïdes.
Comment se forment les planètes dans le disque protoplanétaire ? Le phénomène d'accrétion des particules solides.
Dans le disque protoplanétaire sous l'effet de différentes forces, les poussières condensées se heurtent, acquièrent des charges électriques qui les attirent les unes vers les autres, s'attachent les unes aux autres et forment des agrégats, qui vont à leur tour grossir et former des corps célestes de taille plus importante. C'est le phénomène d'accrétion.
Quand la masse de ces corps est suffisamment grande, l'attraction gravitaire supplante la force électrostatique. Le processus d'accrétion s'accélère. Les corps continuent de tournoyer autour du proto-Soleil, attirent poussières et gaz présents dans le disque protoplanétaire , ils deviennent de plus en plus gros, et forment au bout cent mille ans des planétésimaux rocheux ou morceaux de planètes de dimensions allant de quelques dizaines de mètres à quelques centaines de kilomètres de diamètres. Le planétésimaux entrent en collision à leur tour, libèrent de l'énergie et forment progressivement les protoplanètes. C'est le phénomène d'accrétion, ou de croissance des planètes. Au bout de 40 millions d'années, 99% de la Terre sera ainsi accrétée. (Accrétion terrestre *)
Certains planétésimaux appelés astéroïdes ou comètes ne vont pas pouvoir être accrétés pour former des planètes. Regroupés ils forment une ceinture d'astéroïdes entre Mars et Jupiter et au de là de Neptune une ceinture de comètes appelée ceinture de Kuiper (voir schéma ci-dessus du système solaire actuel). Les astéroïdes et les comètes gardent la composition des premiers éléments de la nébuleuse solaire, ils sont la matière primitive des planètes et du système solaire. Un astéroïde qui tombe sur Terre est appelé: une météorite. L’étude de la composition chimique et isotopique de différentes météorites récoltées sur Terre, composées de cette matière primitive a permis de comprendre comment le noyau, le manteau et la croûte terrestre se sont peu à peu séparés (différenciés*) mais aussi de dater les grandes étapes de la formation de notre planète. La matière primitive de la proto-Terre semble avoir été formée à partir de corps célestes dont la composition est proche de celle de certaines météorites comme les chondrites à enstatite et les chondrites carbonées. (voir ci-dessous).
Les Météorites
On distingue selon leur composition plusieurs sortes de météorites, les principales qui tombent sur la Terre sont les chondrites et les achondrites. Les chondrites
Les chondrites représentent la majorité soit 86.5 % des météorites qui atteignent la Terre. Les chondrites contiennent des inclusions réfractaires appelées CAI pour "Calcium-Aluminium-rich Inclusions", constituées d'oxydes et de silicates d'aluminium, de magnésium et de calcium. Les CAI sont les premiers éléments solides formés par condensation dans la nébuleuse protosolaire, il y a 4.568 Ga. La caractéristique des chondrites est de contenir des chondres. Les chondres sont des petites billes de taille millimétrique (quelques centaines de microns à quelques millimètres) composées de silicates, de péridotite ferreuse (olivine, pyroxène, métal fer/nickel). (voir image ci-dessous , image : fragment de la météorite Allende). Les achondrites
Les achondrites 8 % des météorites qui atteignent la Terre, proviennent de fragments d'astéroïdes différenciés. Leur formation est 20 à 50 Ma plus récente que celle des chondrites. Les astéroïdes différenciés sont des astéroïdes qui ont fondu. Au cours de cette fusion, les éléments de fer métallique plus dense ont migré vers le centre de l'astéroïde et ont donné naissance à un noyau de fer métallique, qui s'est entouré d'un manteau et d'une croûte rocheuse à l'image de la Terre. Les éléments silicatés plus légers montent en surface et en s'associant avec le pyroxène vont donner du basalte. (Voir ci-dessous définition: mécanisme de différenciation*). Selon la composition du fragment qui peut provenir de l'une ou l'autre des enveloppes (noyau, manteau ou croûte) d'un astéroïde différencié, on classe les achondrites en plusieurs types: -achondrite sidérite fragment provenant du noyau de l'astéroïde (composition alliage de fer et de nickel) - achondrits péridotitique fragment provenant du manteau de l'astéroïde - achondrite basaltique fragment issus de la croûte de l'astéroïde |
Péridotites* roches magmatiques ultrabasiques, formant le manteau supérieur composées de minéraux ferromagnésiens : l'olivine, le pyroxène et le grenat |

Fragment de la météorite Allende. Météorite de type chondrite - Les chondres (formes circulaires) sont bien visibles dans l'amalgame.
Accrétion terrestre *: formation de la terre à partir d'un noyau primitif par l'agglomération par l'attraction newtonienne de météorites, d'astéroïdes, de planétésimaux...On suppose que les corps d'accrétion sont entrés en collision à l'état fondu. |
HISTOIRE DE LA PLANÈTE TERRE AU PRÉCAMBRIEN (4.568 Ga à 542 Ma)
L'histoire de la planète Terre est liée à celle du système solaire, tant pour son origine que pour sa composition. L'ensemble du système solaire s'est formé à partir du même nuage de gaz et de poussières interstellaires. Comme les autres planètes du système solaire, la planète Terre s'est formée par condensation des gaz et accrétion des particules solides tournoyant autour du soleil dans le disque protoplanétaire.
La Terre a commencé à se former il y a 4.568 ± 0.003 Ga. Les quatre grandes périodes géologiques suivantes: l'Hadéen, l'Archéen, le Protérozoïque et le Phanérozoïque appelées éons décrivent son évolution.
L'Hadéen, l'Archéen et le Protérozoïque sont couramment regroupées au sein d'un super-éon appelé: le Précambrien.
LE PRECAMBRIEN (4.568 Ga à 542 Ma)
Le Précambrien commence par la période d'accrétion de la Terre il y a 4,568 milliards d’années, et s'achève , il y a 542 millions d’années au début du Phanérozoïque. On le divise en trois longues périodes géologiques:
- l'Hadéen (4,568 à 3.8 milliards d’années) ;
- l'Archéen (3.8 à 2,5 milliards d’années) ;
- le Protérozoïque (2,5 milliards d’années à 542 millions d’années).
L'HADÉEN (4.568 Ga à 3.8 Ga).

Image de la Terre à l'Hadéen vers 4.468 Ga.
La croûte terrestre primitive recouvre l'océan magmatique. Le manteau solide se forme en profondeur.
L'Hadéen est la division la plus ancienne des temps géologiques, on considère le début de l'Hadéen comme le point zéro de la formation du système solaire et de la Terre. L'Hadéen s'étend donc de 4.568 Ga jusqu'à 3.8 milliards d'années.
Le nom: Hadéen est une référence à Hadès : le dieu grec des enfers. De cette époque très lointaine, il n'existe à l'heure actuelle pratiquement plus aucune roche à la surface du globe.
Au début de l'Hadéen, seules les inclusions de CAI (calcium-aluminium-rich-inclusions), des petits corps blanchâtres composés de silicates d'aluminium et de calcium existent, les autres matériaux ne sont pas encore condensés, il faut attendre environ trois millions d'années pour la formation des chondres composées de minéraux d'olivine, de pyroxène, et de verre.
Plusieurs transformations physiques et chimiques caractérisent l' Hadéen: processus d'accrétion, mise en place d'un océan magmatique généralisé, différenciation noyau-manteau de la proto-Terre, formation d'une croûte terrestre primitive et bombardement tardif de météorites.
C'est pendant les 200 premiers millions d'années de l'Hadéen que la Terre a acquis pratiquement toute sa masse et qu'elle s'est différenciée chimiquement et minéralogiquement. L'océan magmatique généralisé brassé par des convections vigoureuses va disparaître,laissant place à un manteau solide silicaté, surmonté par une croute terrestre primitive. les premiers océans se forment.
La période d'accrétion [4.568 Ga à 4.4 Ga] Processus d'accrétion de la planète Terre à partir des poussières du disque protoplanétaire
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Au bout de 50 millions d'années de ce processus, 90 % de la planète Terre est accrétée. Un événement va amener la planète Terre pratiquement à sa taille actuelle et donner naissance à son satellite: la Lune. Il s'agit de sa collision entre 50 et 100 Ma après le début de l'origine de la Terre , il y a 4.568 Ga années, avec une planète de la taille de Mars: la planète Theia. L'énorme choc provoque la fusion du manteau de la proto-Terre et de la totalité de la planète Theia avec vaporisation d'un gaz de silicates à plus de 3000°C qui en se refroidissant rapidement après l'impact se condense en gouttes de magma qui tombent sur la planète Terre. La Terre est alors recouverte d'un océan magmatique généralisé
La différenciation noyau-manteau de la proto-Terre [4.568 Ga à 4.538 Ga]
Pendant la période d'accrétion, la chaleur produite par les nombreux impacts météoritiques, la désintégration des éléments radioactifs présents dans la matière primitive et l'énergie gravitationnelle d'accrétion, a maintenu une température élevée et permis aux éléments les plus denses (fer, nickel) de la proto-Terre de migrer vers le centre de la planète pour former un proto-noyau métallique liquide (Fer, Nickel). A forte profondeur, du fait de la forte pression les éléments silicatés se sont solidifiés autour du noyau formant un manteau solide qui sera recouvert par un océan magmatique généralisé d'une épaisseur d'environ 1000 km. C'est la différenciation noyau-manteau et manteau-océan magmatique généralisé.
Le refroidissement progressif du proto-noyau donnera naissance au centre à un noyau interne solide appelé: la graine entourée d'un noyau externe liquide. Un océan magmatique généralisé [4.568 Ga à 4.40 Ga]. Naissance du manteau supérieur. Pendant toute la période d'accrétion incluant l'impact géant à l'origine de la Lune, un océan magmatique généralisé recouvrait la surface du globe. Les scientifiques s'accordent sur une durée de 160 millions d'années. Les roches étaient en fusion jusqu'à une profondeur de 1000 kilomètres. La forte chaleur qui existait et qui maintenait les roches en fusion provenait de l'énergie gravitationnelle d'accrétion, de l'énergie de différenciation noyau/manteau, de la désintégration des nombreux éléments radioactifs et des impacts météoritiques. L'énorme choc de la planète Theia entre 50 et 100 Ma à l’origine de la formation de la Lune a contribué à la fusion de la partie externe du manteau de la proto-Terre sur une grande épaisseur et à la différenciation noyau-manteau.
A partir de 100 Ma, les conditions particulières de l'atmosphère (présence de certains gaz, énergie solaire faible, ...) vont permettre à la chaleur de se dissiper dans l'atmosphère, l'océan magmatique va se refroidir en surface, la lave va se solidifier et une croûte magmatique figée composée de basaltes et de laves riches en magnésium appelées komatiites recouvrira progressivement sur une faible épaisseur la partie supérieure de l'océan magmatique généralisé.
La croûte terrestre primitive 4.4 Ga et la structuration de l'océan magmatique en manteau supérieur Bombardement tardif (éléments sidérophiles) 3.9 - 3.8 Ga Un événement daté vers 3.9 - 3.8 Ga marque la fin de l'Hadéen : suite à un éloignement de Jupiter et de Saturne du Soleil, la Terre subit comme les autres planètes internes un bombardement d'astéroïdes qui se détachent de la ceinture d'astéroïdes. Ce bombardement de météorites appelé bombardement tardif termine la période d'accrétion et va enrichir la composition de la croûte terrestre d'éléments sidérophiles, de fer et d'or. |
A ce stade la croûte terrestre primitive appelée aussi proto-croûte continentale est différente de la croûte terrestre actuelle* que nous connaissons avec une croûte continentale* et une croûte océanique*. Et les continents n'existent toujours pas. Les noyaux continentaux les plus anciens ou premiers embryons de continents ne vont commencer à se former que vers la fin de l'Hadéen. (Voir ci-dessous paragraphe: Formation des noyaux continentaux les plus anciens et des cratons à la fin de l'Hadéen.)
L'atmosphère à l'Hadéen Le champ de gravitation et la pression atmosphérique élevée qui existent à l'Hadéen vont retenir autour de la Terre , une atmosphère primitive composée de dihydrogène H2, d'hélium He et d'éléments volatils provenant du dégazage de l'océan magmatique: diazote (N2), ammoniac (NH3), gaz carbonique (CO2), Méthane (CH4), vapeur d'eau (H2O), .... Le gaz carbonique va se fixer sur les silicates à la surface de l'écorce terrestre primitive. La vapeur d'eau se serait ensuite condensée pour donner naissance à un océan. La diminution de la vapeur d'eau dans l'atmosphère va réduire l’effet de serre. La température vers 3.8 Ga est proche de 0°C.On note l'absence d'oxygène. L'hydrosphère à l'Hadéen
Dès le début de l'Hadéen, apportée par les chondrites qui contiennent (20 % d'eau) et les différents corps d'accrétion, l'eau est présente à la surface de la Terre et dans l'atmosphère sous forme de vapeur d'eau qui se serait condensée dès 4.4 Ga pour donner de l'eau liquide au moment où la température à la surface de la planète arrive en dessous du point critique qui est pour l'eau 374 °C sous 220 atmosphères de pression. Progressivement, la vapeur d'eau va se condenser, il va pleuvoir , l'effet de serre va diminuer et des océans d'eau vont se mettre en place dans les bassins vers 3.8 Ga. |
Ères: L'histoire de la Terre s'étend sur une période qui va de - 4.5 milliards d'années à nos jours, période relativement longue, au cours de laquelle de nombreux événements géologiques se sont produits : formation des continents, ouvertures et fermetures d’océans, formation des chaînes de montagnes, apparition de la vie, disparition d'espèces …
Basaltes* : roches magmatiques effusives issues du refroidissement des laves de l'océan magmatique et du volcanisme. |
Comment est structurée la planète Terre ? La Terre est un corps composé d'une croûte terrestre continentale et océanique, d'un manteau, d'un noyau et d'une graine qui a reçu sa matière des systèmes stellaires précédents. ![]() |
Comment la Terre s'est-elle structurée ? Les éléments les plus denses du magma ont migré et se sont concentrés pour former le noyau de la Terre constitué de fer et de nickel. Sous l'effet de la pression et du refroidissement le fer s'est en partie cristallisé formant la graine solide. Les éléments moins denses, moins lourds ont formé progressivement le manteau supérieur (olivine, pyroxènes) et les silicates se sont consolidés pour former avec les komatiites la croûte terrestre primitive qui soumise à un intense bombardement météoritique et aux courants de convection va évoluer pour former des embryons de continents et progressivement la croûte terrestre actuelle que nous connaissons composée d'une croûte continentale et d'une croûte océanique. |
Formation des noyaux continentaux les plus anciens et des cratons
De 4.3 Ga à la fin de l'Hadéen, les micro-plaques qui forment la croûte terrestre primitive animées par des phénomènes de convection vont s'enfoncer par subduction dans la matière en fusion sous-jacente où elles vont se transformer chimiquement et donner naissance en profondeur à des magmas siliceux légers qui en remontant vont cristalliser sous forme de roches de faible densité, non basaltiques, et former des massifs de roches composées de feldspaths, micas et quartz qui portent les noms de: tonalite, trondjhemite et granodiorite. On les regroupent sous le nom de: TTG* ( c'est à dire des granitoïdes* au sens large).
Une fois remontés en surface, ces massifs de roches de faible densité vont former des zones continentales étendues auxquelles on a donné le nom de cratons*. Les cratons vont évoluer, se développer en boucliers* et plate-formes* tout au long de la période suivante qu'est l'Archéen et former l'ossature des Proto-continents* . Les cratons sont les racines ancestrales des Amériques, de l'Afrique, de l'Asie, de l'Europe, de l'Australie et de l'Antartique. Les formations archéennes se présentent dans l'ensemble sous formes de terrains constitués de 3 grands ensembles lithologiques : un socle granito gneissique (TTG) ; des ceintures de roches vertes et des granites tardifs. (Voir ci-dessous l'Archéen).
Image de la répartition géographique des cratons (plates formes et boucliers) archéens sur les continents actuels

Les terrains archéens (cratons ou boucliers) affleurant sont en rouge alors que ceux recouverts par des formations sédimentaires (les plate-formes) sont figurés en jaune.
TTG*: les TTG pour Tonalite, Trondhjémite et Granodiorite sont des roches plutoniques qui proviennent de la fusion d'un magma de basalte hydraté dans une zone de subduction à une température élevée. Elles n'existent qu'à l'Archéen avant la baisse de température du globe terrestre. Les TTG sont des roches magmatiques directement issues du manteau, contenant essentiellement du quartz, du feldspath plagioclase, de la biotite et parfois de l’amphibole. Les TTG se différencient des granites par leur très faible teneur en feldspath potassique. Métamprphisées depuis leur formation à l'Archéen, ces roches affleurent aujourd'hui à l'état de de gneiss gris comme les gneiss d'Amitsoq au Groenland datés de 3.75 Ga. Les granitoïdes*: sont des roches grenues ou foliées (des gneiss) si elles ont été déformées, métamorphisées. Le terme regroupe l'ensemble des granites et des granodiorites.
Cratons*: un craton est une vaste portion stable du domaine continental par opposition aux zones instables déformées (les orogènes). Les cratons sont les noyaux continentaux les plus anciens, constitués de fragments de croûte continentale archéenne formée de TTG. leur faible densité les empêchera à tout jamais de sombrer dans le magma sous-jacent. Un craton est composé d'une partie crustale de nature continentale, encore appelée croûte cratonique, et d'une partie dite lithosphérique, de nature mantellique. C'est un assemblage de matériaux légers (granitoïdes, gneiss,, sédiments, ...), les cratons forment des masses continentales : les embryons des premiers continents. Agés de 2.5 à 3.5 Ga. Ils flottent et dérivent sur le manteau terrestre, plus dense. C'est là qu'affleurent les ceintures de roches vertes essentiellement composées de roches sédimentaires et volcaniques déformées et transformées, comme celles de la région d'Isua au Groenland , 3.8 Ga. (voir chapitre suivant: les ceintures de roches vertes). |
L’ARCHÉEN (3.8 Ga à 2.5 Ga)
L'Archéen est la période pendant laquelle va s'élaborer la plus grande partie de la croûte continentale primitive. Au début de l'Archéen, il n'existait qu'entre 10 et 15 % de la croûte continentale actuelle.
On assiste aussi pendant l'Archéen à la formation des premières masses continentales, à leur regroupement en supercontinents et à la mise en place de la tectonique des plaques. Des cycles orogéniques conduisent à la formation des reliefs.
Développement de la croûte continentale primitive, les ceintures de roches vertes, les noyaux continentaux et les premières masses continentales
Le processus de formation de la croûte continentale primitive mise en place à l'Hadéen se développe à l'Archéen selon un processus irrégulier qui connait des épisodes de forte croissance vers 3.6 Ga et 2.7 Ga. Des rides océaniques s'ouvrent et découpent la croûte terrestre primitive permettant la mise en place de la croûte océanique alimentée en basaltes par le magma du manteau sous-jacent qui se différencie et s'appauvrit. Parallèlement, la croûte continentale se développe, s'épaissit, des chaînes de volcans recouvrent sa surface, la composition du manteau et de la croute continentale primitive changent entraînant la formation en profondeur de granites qui vont remplacer progressivement les TTG et de fait la composition des massifs de roches (appelés aussi plutons) qui remonteront en surface.
Les courants de convection rapprochent et accolent les plutons et les îlots volcaniques développés en surface. Comprimés entre les îlots volcaniques qui se soudent et s'érodent et les plutons de granitoïdes, les matériaux issus de l'érosion pris en étau, se métamorphisent en bandes de roches vertes pour former des ceintures de roches vertes*.
TTG, Roches vertes et Granites tardifs vont composer les roches qui structurent les cratons et donc les noyaux des proto-continents. Cette tectonique des plaques primitives, dite tectonique horizontale due aux courants de convection qui engendrent la formation des noyaux continentaux a été mise en évidence dans le bouclier canadien. Les cratons vont ainsi fusionner pour former des masses continentales et augmenter la croûte continentale.
Mais ce mécanisme de construction des masses continentales de façon horizontale n'est pas le seul. Un autre mode de mise en place des massifs de TTG et de roches vertes a été découvert dans les socles archéens de Pibara (Australie) et de Barberton (Afrique du Sud). Dans ces régions, on observe des dômes de TTG séparés les uns des autres par des ceintures de roches vertes. Ce mécanisme porte le nom de sagduction ou de tectonique verticale. Dans ce mécanisme les roches volcaniques denses (basaltes, komatiites) mises en place sur la croûte continentale primitive par les chaines volcaniques s'enfoncent entre les plutons de TTG moins denses qui eux remontent. Compressés et déformés entre les dômes de TTG, les bandes de roches de basaltes et les matériaux issus de l'érosion sont métamorphisées en ceintures de roches vertes. Dômes et ceintures de roches vertes forment ainsi les noyaux de ce type de cratons.
La croûte terrestre primitive est alors fragmentée en une multitude des plaques que la tectonique va rassembler, puis soudés en masse continentales plus importantes, jusqu'à former soit des supercratons, soit des supercontinents*. Il y a eu plusieurs épisodes de regroupement de ces masses continentales conduisant à la formation de supercontinents suivis de périodes où ils se fragmentent. Leur collision entrainera la formation d'orogenèses, de chaînes de montagnes. Le plus vieil ensemble continental connu serait le Vaalbara ( 3,6 à 2,8 Ga). (voir ci-dessous)
Caractéristiques des cratons archéens
Les cratons archéens sont constitués de 80 % de granitoïdes (TTG et granites dits tardifs car apparus après les TTG) et de 10-20% de ceintures de roches vertes (basaltes et roches sédimentaires métamorphisés). Les ceintures de roches vertes recouvrent en partie les granitoïdes sous forme de bandes de 10 à 50 km de large sur 100 à 300 km de longueur.
Les ceintures de roches vertes* (greenstone belts) : Elles se mettent en place durant l'Archéen dans les noyaux continentaux et autour d'eux sur le socle granito-gneissique, elles sont de plusieurs variétés, elles correspondent à la mise en place de chaînes volcaniques associés à leur produit d'érosions, pendant l'orogenèse kénoréenne qui se termine à la fin de l'Archéen . Elles sont constituées de roches métamorphiques issues du mélange de laves basiques ((basaltes), de laves ultra-basiques ( komatiites ) avec des roches sédimentaires (sédiments détritiques, conglomérats, grès) et également de BIF qui sont des formations ferrifères rubanées (silice et fer). Un supercontinent* est, en géologie, une masse continentale comprenant plus d’un craton qui rassemblerait à elle seule plus de 75% de la croûte continentale existante. Les supercontinents se forment par cycles, se rassemblant et se fragmentant par le jeu de la tectonique des plaques* tous les 400 à 500 millions d’années : ce sont les cycles de Wilson*. Les cycle de Wilson* : Les cycles de Wilson décrivent le « ballet » des continents à la surface de la Terre au cours des temps géologiques. Ceux-ci, emportés par les mouvements des plaques lithosphériques* tels que les décrit la tectonique des plaques ci-dessous, se retrouvent parfois fragmentés et dispersés à la surface du Globe, comme actuellement, ou regroupés en un supercontinent, comme entre le début du Permien et la fin du Trias en un supercontinent appelé « la Pangée ». D'une durée de l'ordre de 400 à 600 Ma, ce cycle a dû se reproduire 8 à 12 fois sur la durée des temps géologiques. (article extrait de wikipédia : cycle de Wilson.) * Orogenèse: Processus conduisant à la formation de reliefs, de chaînes de montagnes.Le rapprochement suivi de la collision de masses continentales provoque la formation de chaînes de montagnes. |
Les orogenèses et la formation des reliefs à l'Archéen.
L'Archéen est caractérisé par une forte activité tectono-magmatique, Plusieurs cycles orogéniques* conduisent à la formation des reliefs et l'accrétion des cratons
La principale phase orogénique de l'Archéen est l'orogenèse Saamienne (3.75 à 3.5 Ga) relative à la constitution de la croûte continentale par accrétion verticale qui atteignait 25 km d'épaisseur par endroit.
Formation des premiers supercratons et supercontinents: Vaalbara, Uhr, et Kenorland à l'Archéen
A la fin de l'Archéen 80 % de la croûte continentale est constituée, les premiers continents et supercontinents se forment par assemblage de cratons au gré de la tectonique des plaques et des orogenèses. La croûte continentale archéenne atteint une épaisseur de 35 km. Un début de tectonique des plaques s'amorce. Les proto-continents dérivent, entrent donc en collision, se soudent (orogenèses), forment soit des supercratons, soit des supercontinents, puis ces formations se fragmentent et se séparent à nouveau par formation d'un rift. Érosion et l'altération des reliefs suivent ces cycles. Un volcanisme important pouvant aller jusqu'à la formation de grandes régions magmatiques accompagne la formation des rifts. De nos jours, à l'abri de l'érosion sur les anciens cratons,apparaissent sous forme de filons plus ou moins large, appelés dykes, les conduits d'alimentation de ce volcanisme constitués de laves à texture dolèritique.
On suppose l'existence du continent Vaalbara ( 3,6 à 2,8 Ga) et du supercontinent Kenorland ( 2,7 à 2,1 Ga) et vers 3,0 G d'un supercraton appelé Ur constitué de plusieurs cratons.
- Vaalbara ( 3,6 à 2,8 Ga) regroupait le craton de Kaapvaal (craton d'Afrique du sud) et le craton de Pibara (craton du nord-ouest de l'Australie). - Uhr ( 3 Ga) regroupait le craton de Pibara et divers cratons indiens. - Kenorland ( 2,7 à 2,1 Ga) associé à l'orogenèse kénoréenne formait un supercontinent qui vers 2.7 Ga rassemblait les masses continentales : Laurentia, Baltica , Australie Occidentale et Kalahari. Il se disloquera vers 2.1 Ga. Laurentia (regroupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien), Baltica (correspond à l'Europe du Nord, au bouclier baltique et à la plate-forme russe) |
L'atmosphère et les premières traces de vie à l'Archéen
L'Archéen se termine par l'oxygénation lente de l'atmosphère. Les premières traces de vie sont identifiées dans des roches vieilles de 3.4 Ga en Australie et en Afrique du Sud sous forme de bactéries et de constructions calcaires provenant d'algues microscopiques: les stromatolithes..
A savoir Les masses continentales (croûte continentale) occupent un tiers de la surface du globe terrestre, formées de roches légères (granites, gneiss, sédiments, ...), elles sont pratiquement insubmersibles , elles flottent et dérivent sur le manteau terrestre, plus dense, sans jamais sombrer, elles ont enregistré près de 90 % de l'histoire de la Terre. Exemple: gneiss d'Amitsoq 3 Ga , ils affleurent dans le craton du Groenland. La croûte océanique, de composition différente de la croûte continentale, elle est continuellement détruite au niveau des dorsales océaniques, son age n'excède pas 200 Ma. |
Cycle orogénique*: On appelle cycle orogénique ou cycle tectonique la succession des événements correspondant à la formation puis à la destruction d'une chaîne de montagnes. Un tel cycle comprend en général trois phases :
En Europe on a réussi à distinguer quatre cycles orogéniques majeurs :
Chacun de ces cycles est marqué par un certain nombre de phases tectoniques. Il existe un rapport étroit entre ces cycles tectoniques et le régime de la tectonique des plaques. On estime aujourd'hui qu'un cycle correspond en gros à l'ouverture suivie de la fermeture d'un domaine océanique. (Extrait Wikipédia) |
LE PROTÉROZOÏQUE (2,5 Ga à 542 Ma)
La limite entre Archéen et Protérozoïque se marque par une discordance généralisée (dite éparchéenne), où les formations rocheuses archéennes sont des reliefs érodés surmontés en discontinuité par les formations rocheuses ultérieures mises en place au Protérozoïque.
Le Protérozoïque divisé en trois ères : le Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga), le Mésoprotérozoïque (1.6 à 0.9Ga) et le Néoprotérozoïque (900 à 542 Ma) correspond à la croissance des masses continentales. En effet, après l'établissement des premiers noyaux continentaux base des proto-continents à l'Archéen, le volume de la croûte continentale va continuer d'augmenter tout au long du Protérozoïque. A la fin du Protérozoique, son épaisseur sera de 45 km. Pendant cette période se succèdent plusieurs grands épanchements basaltiques qui vont former des massifs gigantesques de roches basiques et ultrabasiques comme le massif de Bushveld en Afrique du sud : 8 km d'épaisseur sur 300km de longueur. Au début du Protérozoïque se développent partout dans le monde des séries de BIF (minerais de fer rubanés). Ces formations sédimentaires se présentent comme une alternance de couches très riches en fer ferreux qui alternent avec de minces couches de silice. Elles portent le nom de : cherts.
Les grands ensembles continentaux se dessinent. Chaque grande phase de convergence et de collision des masses continentales sera l'occasion de la surrection d'une chaîne de montagne (orogenèse) avec la formation de roches métamorphiques et magmatiques. Chaque étape de divergence et de dislocation de ces masses entraînera la formation de bassins océaniques avec dépôts de roches sédimentaires et remontée de roches magmatiques. Tous ces mécanismes géologiques accompagnent la structuration de la croûte terrestre continentale et océanique (voir ci-dessus), du manteau*, de la lithosphère* et son découpage en plaques lithosphériques* séparées par des dorsales médio-océaniques.
Le manteau* se divise en un manteau supérieur et en un manteau inférieur |
Le manteau supérieur formé de péridotite est solide, profond de 700 km, il forme avec sa partie externe et la croûte terrestre la lithosphère. On distingue la lithosphère océanique, épaisse de 70 km sous les océans et la lithosphère continentale épaisse de 150 km sous les continents. La partie interne du manteau supérieur forme l'asthénosphère, une couche plastique qui va jusqu'à 700 km de profondeur. (voir schéma ci-dessous). |
La lithosphère* est une couche rigide, épaisse de 70 km sous les océans et de 150 km sous les continents. Elle est découpée en une quinzaine de plaques mobiles appelées plaques lithosphériques* qui flottent et glissent sur l'asthénosphère plastique. Les plaques lithosphériques sont constituées en surface de croûte continentale et océanique et en profondeur par la partie supérieure du manteau supérieur. (voir tectonique des plaques ci-dessous). |
Le manteau inférieur solide commence sous l’asthénosphère, il est constitué de silice riche en magnésium, il va de 700 à 2900 km de profondeur. La zone de transition entre le manteau supérieur et le manteau inférieur correspond à un lieu de transformation minéralogique: l'olivine du manteau supérieur se transforme en pérovskite |

Schéma - Lithosphère océanique, lithosphère continentale et asthénosphère formant le manteau supérieur.
La tectonique des plaques*, les plaques lithosphériques*. La lithosphère est découpée en une douzaine de grandes plaques appelées plaques lithosphériques, mobiles elles flottent et se déplacent sur l'asthénosphère. Ils existent également plusieurs micro-plaques. Ces plaques sont constituées soit uniquement de croûte océanique, soit à la fois de croûte océanique et de croûte continentale (les continents). Le découpage et le mouvement des plaques résultent de la montée du magma dans des zones de failles et d'effondrements, donnant naissance à des rifts et à des dorsales médio-océaniques. Le magma remonte , s'épanche et se cristallise sous forme de basalte, formant la croûte océanique. De part et d'autre du rift, les plaques s'écartent l'une de l'autre. Lorsqu'une plaque océanique entre en collision avec une plaque continentale, plus dense, elle plonge sous cette dernière et s'enfonce dans les profondeurs de la terre, c'est la subduction. Cette zone de subduction est marquée par des phénomènes géologiques : tremblements de terre, séismes, volcanisme, formation de massifs montagneux comme la Cordillère des Andes. Lorsque deux plaques continentales se rencontrent , leur densité étant la même, la collision provoque la formation de chaînes de montagnes comme la chaîne himalayenne. Les mers prises en tenaille entre deux plaques continentales disparaissent. Dans les zones d'effondrement, lieux de séparation d'une plaque continentale en blocs continentaux, des océans s'ouvrent. Les avancées et régressions des espaces océaniques sont liés aux déplacement des continents. La position des continents et des océans est donc en perpétuel mouvement. La tectonique des plaques va amener à plusieurs reprises les continents à se réunir pour former des super-continents comme la Rodinia (1100 Ma), la Pannotia (600 Ma) et plus tard au paléozoïque: la Pangée. La tectonique des plaques est bien marquée à partir de 900 Ma. |

Carte des principales plaques lithosphériques
Les supercontinents du Protérozoïque: Kenorland, Columbia, Rodinia et Pannotia
Kenorland ( 2,7 à 2,1 Ga)
Le supercontinent Kenorland mis en place à l'Archéen vers 2.7 Ga se fragmente au début du Protérozoïque entre 2.45 Ga et 2.1 Ga.
Columbia (1,8 à 1,5 Ga)
On suppose entre 1,8 et 1.5 milliard d'années, l'existence d'un supercontinent appelé Columbia.
Rodinia (1,1 à 0,75 Ga)
Un supercontinent appelé Rodinia entouré d'un océan appelé Mirovia se forme vers 1.1 Ga d'années, associé à l'orogenèse grenvilienne, il regroupait toutes les masses continentales émergés existantes. Laurentia (groupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien), Baltica (correspond à l'Europe du Nord, bouclier baltique et plate-forme russe), Amazonia, Nord-ouest de l'Afrique, Antartique oriental, Inde , Australie occidentale, Chine du sud et Sibéria (ensemble des boucliers et plate-formes d'Asie sibérienne). Ce supercontinent se fragmentera vers 750 millions d’années. (voir schéma ci-dessous : Supercontinent de la Rodinia vers 800 Ma entouré de l'océan Mirovia).

Supercontinent de la Rodinia vers 900 Ma entouré de l'océan Mirovia
Pannotia (600 à 560 Ma)
Vers 600 Ma un nouveau supercontinent appelé Pannotia aurait existait. Il se fragmentera à son tour à la fin du Précambrien entre 560 et 544 Ma en quatre continents: Laurentia, Sibéria, Baltica (Europe du Nord) et Gondwana*.
Un nouvel océan, le Iapetus s'ouvre, il va séparer Laurentia et Baltica. Installé à peu prés sur l'emplacement de l'océan Atlantique actuel, il est appelé océan proto-Atlantique, il lui donnera son nom. Il se refermera au Silurien, il y a 420 millions d'années.
Pendant cette période les continents occupent une position centrée sur et sous l'équateur. Ils s'assembleront de nouveau au Phanérozoïque à partir de 358 Ma pour former un supercontinent appelé la Pangée (entre 295 et 280 Ma). La Pangée se disloquera entre la fin du Permien (245 Ma) et la fin du Trias (205 Ma). Les continents occuperont leur position actuelle à partir du Crétacé , il y a 60 Ma.
Le Gondwana* est un grand continent associé à l'orogenèse panafricaine* qui se forme à la transition entre le Protérozoïque et le Phanérozoïque, il regroupe:boucliers et plate-formes brésiliens, guyanais, patagonien, africain, indien, australien et antarctique. Le Gondwana restera stable pendant des centaines de millions d'années. Il se disloquera à partir du Permien. |

Image du supercontinent Pannotia, fragmenté vers 544 Ma. Il se disloque en quatre continents principaux: Laurentia, Baltica, Sibéria. Gondwana. Un nouvel océan, l'océan Iapetus s'ouvre, il va séparer la Laurentia de la Baltica
Source site: http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s4/cambrien.pangee.html - Carte légèrement modifiées à partir de celles de Christopher R. Scotese de l'Université du Texas à Arlington. Elle est tirées de: Scotese, C.R., 2001, Digital Paleogeographic Map Archive on CD-ROM.
L'atmosphère à la fin du Protérozoïque
Le Paléo-protérozoïque (2.5 à 1.6 Ga) est marqué par l'oxygénation de l'atmosphère et par les glaciations dont certaines sont totales. (Terre boule de neige). Les micro-organismes se développent, ils consomment le CO2 présent dans leur environnement et rejettent de l'oxygène dans l'atmosphère. la vie se développe: éponges, algues,méduses, vers;, mollusques, premiers vertébrés.
Les orogenèses et la formation des reliefs au Protérozoïque
Le Protérozoïque est marqué sur l'ensemble du globe terrestre par plusieurs cycles orogéniques: l'orogenèse greenvilenne* (1250/980 Ma) et l'orogenèse panafricaine* (650 - 544 Ma).. Au cours de ces cycles, des continents entrent en collision, des océans se ferment, d'autres s'ouvrent (océan Iapetus), des chaines de montagnes s'élèvent (orogenèses).
Orogenèse grenvillienne* est un long épisode de surrection de montagnes, associé à la constitution du supercontinent de la Rodinia. Son résultat est une importante ceinture orogénique qui sous-tend une partie significative du continent nord-américain, du Labrador au Mexique, ainsi qu'une partie de l'Écosse. La croûte de l'orogenèse grenvillienne se retrouve partout dans le monde mais, en général, seuls les épisodes ayant eu lieu sur les marges sud et est de la Laurentia qui regroupe les boucliers canadien, groenlandais et hébridien sont qualifiés de « grenvilliens ». (Extrait Wikipédia)
L'orogenèse panafricaine*(650 , 545 Ma) est une série d'événements orogéniques relatifs à la formation du supercontinent Gondwana. Cette orogenèse correspond à un ensemble d'orogenèses s'étant produite entre divers cratons. Elles portent le nom: d'orogenèse brésilienne en Amérique du Sud et d'orogenèse cadomienne* en Amérique du Nord et en Europe de l'Ouest. |
Orogenèse cadomienne* (750 à 520 Ma)- Cycle Cadomien - L'orogenèse cadomienne dont l'appellation est dérivée du nom latin de la ville Caen (Cadomus) est une phase de l'orogenèse panafricaine. Le bloc cadomien n'étant qu'un court segment de l'immense chaîne panafricaine. |
À la fin du Protérozoïque, le volume des masses continentales avait, à toutes fins pratiques, atteint celui que nous connaissons aujourd'hui.
LA FRANCE AU PROTÉROZOÏQUE
Les plus anciennes formations géologiques répertoriées à ce jour en France datent principalement du Protérozoïque, éon du Précambrien allant de 2.5 milliards d'années à 542 millions d'années.
On subdivise l'éon du Protérozoïque (2.5 Ga à 542 Ma) en en trois ères:
Icartien, Pentévrien et Briovérien trois périodes du Protérozoïque associées à des cycles orogéniques (cycles icartien, penthévrien et cadomien) qui ont marqués l'histoire géologique de la France. |
Pendant cette période de 2 milliards d'années, une succession de phénomènes géologiques: formation des premières masses continentales, tectonique des plaques et plusieurs cycles orogéniques définit en France: orogenèse icartienne*, orogenèse pentévrienne* (voir paragraphe ci-dessous) et orogenèse cadomienne* (voir paragraphe orogenèses ci-dessus et cycle ci-dessous) se produisent et donnent naissance aux formations qui affleurent de nos jours de façon limitée sous forme de roches principalement granito-gneissique et métamorphiques (schistes) dans le Massif armoricain, les Vosges, les Pyrénées, la Corse, et la Montagne noire.
LE CYCLE ICARTIEN ou OROGENESE ICARTIENNE (2.5 à 1.6 Ga). Naissance des plus vieilles roches de France dans le Massif Armoricain, il y a 2 Ga. )
Il y a 2 milliards d'années, un cycle orogénique appelée cycle Icartien* ou orogenèse icartienne donne naissance aux premières roches de France sous la forme d' une barrière de roches magmatiques (granites, ou granitoïdes), aujourd'hui métamorphisées en gneiss (orthogneiss). Ce cordon rocheux localisé dans la partie nord du Massif Armoricain et au nord-ouest de la presqu’ile du Cotentin est composé de gneiss appelés gneiss icartiens* dont l'age est établi entre 2.2 Ga à 1.8 Ga. On parle de gneiss œillés. Leur dénomination vient de la présence de cristaux de feldspath plus ou moins étirés qui font penser à des yeux. (Photos ci-dessous Port-Béni et Pors-Raden)
Au contact de ce gneiss icartiens, il existe d'autres gneiss plus vieux datés de 2.5 Ga appelés gneiss lités issus d’anciennes roches sédimentaires, formant l'encaissant des gneiss icartiens. On parle de paragneiss (roches métamorphiques issues de roches sédimentaires). (Photos ci-dessous Ploumanac'h)
Le socle ancien de la France constitué de gneiss icartiens est né là, en Bretagne, il en reste aujourd'hui une bande large de quelques kilomètres qui affleure à l'état de fragments dans la province du Trégor (Côtes d'Armor) : dans les environs de Loquirec, sur la plage de Trébeurden, sur l'estran de Ploumanac'h, à Pleubian sur la plage de Port-Béni. Puis, elle disparaît en mer , traverse les îles de Sercq et de Guernesey, et refait surface en Manche à la Hague: à l'Anse du Cul rond (Nez de Jobourg), dans la baie d'Ecalgrain.
A cette barrière rocheuse vont se greffer au fil des millénaires les autres terrains de l'hexagone.
Les phases tectoniques associées à cette orogenèse (icartienne) ont conduit à la formation d'un supercontinent connu sous le nom de Columbia. (Rogers et Santosh, 2002, 2004 ; Zhao et al., 2004). Texte extrait du livre: Géologie de la France - Didier Quesne et Annabelle Kersuzan - Editions Omniscience 2018. |

Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités.

Ploumanac'h - Estran rocheux de gneiss lités (2 Ga) entre Le Ronalien et l'anse de Pors-Rolland -

Ploumanac'h - Gros plan gneiss lités (Paragneiss 2 Ga) - Les plus vieilles roches de France -

Pleubian - Port-Béni - Vue générale de la Grève de Port -Béni - Affleurement de gneiss icartiens datés 1.8 Ga.

Pleubian - Port-Béni - Gneiss icartien de 1.8 Ga.

Trébeurden - Plage de Pors-Raden - Gros plan gneiss icartien oeillé , cristaux de feldspath rose saumon en forme d'oeil.
Cycle Icartien*, orogenèse icartienne*: est un cycle orogénique datant du Paléoprotérozoïque (2.5 à 1.6 Ga). Son nom provient de la localité de la Pointe d'Icart, dans les îles Anglo-Normandes et correspond en France à des roches qui affleurent dans les Côtes d'Armor et la presqu’ile du Cotentin à l'état de reliques. La formation de cette orogenèse reste encore très méconnue, car les roches icartiennes ont été métamorphisées ou érodées au cours des cycles orogéniques qui se sont produits ultérieurement: orogenèse cadomienne et orogenèse hercynienne. Les gneiss icartiens* sont des roches métamorphiques , de deux milliards d'années et plus. A l'origine, il s'agirait d'une roche magmatique (granite, granitoïde) de 2 Ga qui a été métamorphisée en gneiss lors de l'orogenèse cadomienne, vers 620 Ma. Ils ont été décrits pour la première fois au sud de l'île de Guernesey à la pointe d'Icart, ce qui leur a valu le nom de gneiss icartiens. Ces roches sont des gneiss œillés (orthogneiss) issus de granites intrusifs et métamorphisés. Au contact de ces gneiss icartiens, on trouve des gneiss lités (paragneiss) formés à partir de roches volcaniques acides et basiques mélangées à des sédiments détritiques. Les gneiss lités forment l'encaissant et sont plus âgés (2.5 Ga) que les gneiss œillés (2 Ga). Icartien*: période géologique du Protérozoïque allant de 2.5 Ga à 1.6 Ga représentatif des terrains métamorphiques, vieux d’au moins 2.5 Milliards d'années qui se sont formés durant cette période. |
LE CYCLE PENTÉVRIEN ou OROGENÈSE PENTÉVRIENNE (1.3 à 1 Ga)
Pentévrien : période géologique du Mésoprotérozoïque allant de 1.3 à 1 Ga. Les formations géologiques du pentévrien d'age moyen 1 Ga, ont été mises en évidence dans la baie de Saint-Brieuc, pays de Penthièvre. Spécifique à la géologie du massif armoricain, localisé depuis le Nord-Finistère jusque dans le Cotentin, le socle pentévrien est constitué de roches fortement métamorphisées, où dominent des gneiss injectés d'intrusions granodioritiques.
Le terme Pentévrien ou cycle penthévrien a été longtemps le nom d'un cycle orogénique à part entière s'intercalant entre le cycle icartien et le cycle cadomien,
Les progrès de la datation absolue font que l' appellation "Pentévrien" est actuellement abandonnée pour être regroupée avec les formations du cycle icartien.
LE CYCLE CADOMIEN ou OROGENÈSE CADOMIENNE (750 à 530 Ma)
Il y a 615 millions d'années, entre la barrière de gneiss icartiens située, il y a 2 Ga dans l'hémisphère sud, vers 30 / 40 degrés de lattitude sud (Voir position sur la carte ci-dessous),et le supercontinent Gondwana, qu'elle jouxte au niveau de l'Afrique, une zone de subduction accompagnée d'une activité magmatique et volcanique associée à l'édification de la chaîne cadomienne va faire remonter du manteau vers la surface des poches de magmas chauds, par des cheminées qui se sont formées dans les zones en distension du socle ancien métamorphisé.
Ce magma va: soit remonter en surface et se manifester par des volcans explosifs et des coulées de laves (voir ci-dessous anciens volcans de la pointe de Guilben près de Paimpol et à la pointe de la Heussaye à Erquy dans les Côtes d'Armor) et former un cordon volcanique à l'arrière de la barrière de gneiss icartiens soit s'arrêter en route et cristalliser dans le socle ancien sous forme de plutons granitiques de type granodiorite intrusifs dans les roches anciennes qui formeront dans les Côtes d'Armor: le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat*. L''érosion amènera au fil du temps ces granodiorites à l'affleurement. (Voir photo ci-dessus: Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités.)
Cet ensemble de formations enclavées dans les roches anciennes vont consolider l'ossature de la France naissante.

Position approximative il y 544 Ma des gneiss icartiens qui affleurent aujourd'hui dans les Côtes d'Armor et le Cotentin. Source site: http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s4/cambrien.pangee.html - Carte légèrement modifiées à partir de celles de Christopher R. Scotese de l'Université du Texas à Arlington. Elle est tirées de: Scotese, C.R., 2001, Digital Paleogeographic Map Archive on CD-ROM.
Cycle Cadomien - Orogenèse cadomienne* (750 à 520 Ma): L'orogenèse cadomienne dont l'appellation est dérivée du nom latin de la ville Caen (Cadomus) est une phase de l'orogenèse panafricaine. Des témoins de cette orogenèse se retrouvent aujourd'hui, suite à l'ouverture de l'océan atlantique et d'autres événements géologiques: au Canada, en Europe centrale, en Espagne, au Pays de Galles, en Basse-Normandie ... Les formations géologiques de l'étage briovérien* sont associés à ce cycle orogénique. Briovérien*: Période du Protérozoïque (610 Ma à 542 Ma) vient de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche. Le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat* : il est constitué par un ensemble de roches magmatiques diversifiées (granites, granitoïdes) qui se sont mises en place, il y a 615 Ma lors de l'orogenèse cadomienne sous forme d'enclaves au sein du socle métamorphique ancien. Il s'étend sur environ 40 km le long du littoral des Côtes d'Armor. Au large de Perros-Guirec, il forme l'archipel des Sept-Îles. (Voir photo ci-dessus: Ploumanac'h - Vue générale depuis le parking du sémaphore sur l'estran rocheux formé de gneiss lités.) |
Volcans explosifs et coulées de laves - Un cordon volcanique s'est mis en place il y a 615 Ma dans les Côtes d'Armor.
De beaux témoignages de ces roches volcaniques et anciens volcans ont été préservés de l'érosion et des différentes sédimentations dans la baie de Saint-Brieuc et sont visibles à la pointe de Guilben près de Paimpol et à la pointe de la Heussaye à Erquy, dans les Côtes-d'Armor en Bretagne.

Erquy - Pointe de la Heussaye, ruines de l'ancien volcan mis en place, il y a 615 Ma.

Erquy - Pointe de la Heussaye - Laves de l'ancien volcan.

Erquy - Pointe de la Heussaye - Roches sédimentaires métamorphisées et redressées à la verticale par la tectonique, il y a 600 Ma.

Paimpol - Pointe de Guilben - Les laves forment l'ensemble de la pointe de Guilben.

Paimpol - Pointe de Guilben - Laves de l'ancien volcan mises en place, il y a 610 Ma dans le fond de l'océan.
Granodiorites - Massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat mis en place, il y a 615 Ma dans les Côtes d'Armor -
Les granodiorites appartenant au massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat sont bien visibles actuellement dans les Côtes d'Armor entre Perros-Guirec et l'Ile de Bréhat où l'érosion les a ramené en surface. Ces formations enclavées recoupent les gneiss icartiens. A Port-Béni, on trouve sur l'estran les plus vielles roches de France : des gneiss lités (2 Ga) des gneiss œillets (1.8 Ga), des granitoïdes de 615 Ma appartenant au massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat et des dolérites plus récentes mises en place au cours de l'Ordovicien ou du Silurien, il y a 400 Ma. (Photos ci-dessous)

Plougrescant - Maison entre deux blocs de granites appartenant au massif de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma.

Plougrescant - Massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat - 615 Ma - Site du Gouffre.

Plougrescant -Filons de dolérites de couleur sombre (400 Ma) recoupant le massif granitique de Perros-Guirec/Bréhat (615 Ma).

Pleubian - Estran de Port-Béni - Granodiorites (massif de Perros-Guirec/Bréhat) et filons de dolérites mises en place au cours de l'Ordovicien ou du Silurien, il y a 400 Ma.
ÉROSION DE LA CHAINE CADOMIENNE - LE BRIOVERIEN
Au delà du Massif armoricain, l'orogenèse cadomienne* a structuré également le socle des massifs anciens situés dans le Massif Central, la Montagne Noire, le nord des Pyrénées, la Basse Normandie, ... Progressivement tout au long de leur formation, les reliefs cadomiens ont été soumis a une érosion intense. Au cours du Briovérien*, étage géologique marquant la fin du Protérozoïque, de grandes quantités matériaux issus de l'érosion se sont accumulés sous forme de : conglomérats, sables, grès, argiles, ... dans les bassins, les vallées avant d'être métamorphisés. On parle de sédiments briovériens.
On retrouve ces formations en France dans les massifs anciens: séries des schistes de Villé dans les Vosges (vignoble alsacien), schistes dans la Montagne Noire (Vignoble de Saint-Chinian), dans les Pyrénées orientales (vignobles de Banyuls), dans le Massif des Maures (vignobles des Côtes de Provence), dans la région nantaise (schistes briovériens vignobles du Muscadet) et en Loire (Vignobles d'Anjou)...
Briovérien*: (de Briovera ancien nom de la ville de Saint-Lô dans la Manche) est une subdivision du Protérozoïque appelé anciennement en France Briovérien qui regroupe dans l'échelle stratigraphique actuelle: le Cryogénien (850 Ma à 630 Ma) et l'Édiacarien (630 Ma à 542 Ma). Cette période correspond à l'orogénèse cadomienne, avec une phase de magmatisme, suivie d'une phase sédimentaire . |

Albé - Le vignoble au dessus du village - Sol composé de schistes de Villé. (Briovérien)
A la fin du Précambrien, les terrains de la future France sont éparpillés dans l'hémisphère sud, sur et à proximité du continent Gondwana. La tectonique des plaques va individualiser les différents terrains de la future France, les rassembler et les fusionner au cours de l'ère suivante le Paléozoïque. |
Pour la suite voir rubrique: Naissance de la France - Histoire géologique de la France
Bibliographie
- Histoire de la Terre - Auteur(s): Serge Elmi, Claude Babin - Editeur: Dunod
- La naissance de la Terre - De sa formation à l'apparition de la vie - Auteur: Alain R. Meunier - Editeur : Dunod
- Stratigraphie et paléogéographie, Ère Précambrien et Ère Paléozoïque, - Auteurs: Charles Pomerol - Claude Babin - Edition : Doin
- France Geologique - Grands Itinéraires - Auteur: Charles Pomerol - Edition : Masson
- Terre de France. Une histoire de 500 millions d'années - Auteur: Charles Frankel - Editeur: Seuil
- Curiosités géologiques du Trégor-Goëlo - Auteurs: Pierrick Graviou - Christophe Noblet - Editeur: brgméditions - Editions Apogée
- Le tour de France d'un géologue - Auteur: FRANCOIS MICHEL - Editeur: Delachaux et Niestlé