Cycle supercontinental - Supercontinent cycle
Le cycle supercontinental est l' agrégation et la dispersion quasi-périodiques de la croûte continentale de la Terre . Les opinions divergent quant à savoir si la quantité de croûte continentale augmente, diminue ou reste à peu près la même, mais il est admis que la croûte terrestre est constamment reconfigurée. On dit qu'un cycle supercontinental complet prend de 300 à 500 millions d'années. La collision continentale crée des continents plus petits et plus grands tandis que le rifting crée des continents plus nombreux et plus petits.
La description
Le supercontinent le plus récent , la Pangée , s'est formé il y a environ 300 millions d'années (0,3 Ga). Il y a deux points de vue différents sur l'histoire des supercontinents antérieurs. Le premier propose une série de supercontinents : Vaalbara (il y a environ 3,6 à environ 2,8 milliards d'années) ; Ur (il y a environ 3 milliards d'années); Kenorland (il y a environ 2,7 à 2,1 milliards d'années); Columbia (il y a environ 1,8 à 1,5 milliard d'années); Rodinia (il y a environ 1,25 milliard à 750 millions d'années); et Pannotia (il y a environ 600 millions d'années), dont la dispersion a produit les fragments qui sont finalement entrés en collision pour former la Pangée.
Le deuxième point de vue (Protopangea-Paleopangea), basé à la fois sur des preuves paléomagnétiques et géologiques, est que les cycles supercontinentaux ne se sont pas produits avant environ 0,6 Ga (au cours de la période Ediacaran ). Au lieu de cela, la croûte continentale comprenait un seul supercontinent d'environ 2,7 Ga (Gigaannum, ou "il y a des milliards d'années") jusqu'à ce qu'il se brise pour la première fois, quelque part autour de 0,6 Ga. Cette reconstruction est basée sur l'observation que si seulement de petites modifications périphériques sont apportées à la reconstruction primaire, les données montrent que les pôles paléomagnétiques ont convergé vers des positions quasi-statiques pour de longs intervalles entre environ 2,7–2,2, 1,5–1,25 et 0,75–0,6 Ga. Au cours des périodes intermédiaires, les pôles semblent s'être conformés à un chemin d' errance polaire apparent unifié . Ainsi, les données paléomagnétiques s'expliquent de manière adéquate par l'existence d'un seul supercontinent Protopangea-Paleopangea avec une quasi-intégrité prolongée. La durée prolongée de ce supercontinent pourrait s'expliquer par le fonctionnement de la tectonique des couvercles (comparable à la tectonique opérant sur Mars et Vénus) à l'époque précambrienne , par opposition à la tectonique des plaques observée sur la Terre contemporaine. Cependant, cette approche a été largement critiquée car elle est basée sur une application incorrecte des données paléomagnétiques.
Les types de minéraux trouvés à l' intérieur des diamants anciens suggèrent que le cycle de formation et de rupture supercontinentale a commencé il y a environ 3,0 milliards d'années (3,0 Ga). Avant il y a 3,2 milliards d'années, seuls les diamants avec des compositions péridotites (généralement trouvés dans le manteau terrestre) se sont formés, alors qu'après il y a 3,0 milliards d'années, les diamants éclogitiques (roches de la croûte terrestre) sont devenus répandus. On pense que ce changement s'est produit lorsque la subduction et la collision continentale ont introduit l' éclogite dans les fluides de formation de diamant sous-continentaux.
Le cycle du supercontinent hypothétique est recouvert par le cycle de Wilson nommé d'après le pionnier de la tectonique des plaques John Tuzo Wilson , qui décrit l'ouverture et la fermeture périodiques des bassins océaniques à partir d'un seul rift de plaque. Le plus ancien matériau du fond marin trouvé aujourd'hui date de seulement 170 millions d'années, tandis que le plus ancien matériau de la croûte continentale trouvé aujourd'hui date de 4 milliards d'années, ce qui montre la brièveté relative des cycles de Wilson régionaux par rapport à l'impulsion planétaire observée dans la disposition des continents.
Effets sur le niveau de la mer
On sait que le niveau de la mer est généralement bas lorsque les continents sont réunis et élevé lorsqu'ils sont séparés. Par exemple, le niveau de la mer était bas au moment de la formation de la Pangée ( Permien ) et de la Pannotia (dernier Néoprotérozoïque ) et s'élevait rapidement jusqu'à son maximum pendant l' Ordovicien et le Crétacé , lorsque les continents étaient dispersés. En effet, l'âge de la lithosphère océanique fournit un contrôle majeur sur la profondeur des bassins océaniques, et donc sur le niveau global des mers. La lithosphère océanique se forme au niveau des dorsales médio-océaniques et se déplace vers l'extérieur, se refroidissant et se rétrécissant par conduction , ce qui diminue l'épaisseur et augmente la densité de la lithosphère océanique, et abaisse le fond marin loin des dorsales médio-océaniques. Pour la lithosphère océanique qui a moins d'environ 75 millions d'années, un simple modèle de refroidissement semi-spatial de refroidissement par conduction fonctionne, dans lequel la profondeur des bassins océaniques d dans les zones où il n'y a pas de subduction à proximité est fonction de l'âge de la lithosphère océanique t . En général,
où κ est la diffusivité thermique de l'enveloppe lithosphère ( c. 8 × 10 −7 m 2 / s ), a eff est le coefficient de dilatation thermique effectif de la roche ( c. 5,7 × 10 −5 °C −1 ), T 1 est la température du magma ascendant par rapport à la température à la limite supérieure ( environ 1220 °C pour les océans Atlantique et Indien, environ 1120 °C pour le Pacifique oriental) et d r est la profondeur de la dorsale sous la surface de l'océan. Après avoir inséré des nombres approximatifs pour le fond marin, l'équation devient :
- pour l'océan Pacifique oriental :
- et pour les océans Atlantique et Indien :
où d est en mètres et t en millions d'années, de sorte que la croûte qui vient de se former sur les dorsales médio-océaniques se trouve à environ 2 500 m de profondeur, tandis que le fond marin vieux de 50 millions d'années se trouve à une profondeur d'environ 5 000 m.
À mesure que le niveau moyen du fond marin diminue, le volume des bassins océaniques augmente, et si d'autres facteurs qui peuvent contrôler le niveau de la mer restent constants, le niveau de la mer baisse. L'inverse est également vrai : une lithosphère océanique plus jeune conduit à des océans moins profonds et à des niveaux de mer plus élevés si les autres facteurs restent constants.
La superficie des océans peut changer lorsque les continents se fissurent (l'étirement des continents diminue la superficie des océans et élève le niveau de la mer) ou à la suite d'une collision continentale (la compression des continents augmente la superficie des océans et abaisse le niveau de la mer). L'augmentation du niveau de la mer inondera les continents, tandis que la baisse du niveau de la mer exposera les plateaux continentaux.
Parce que le plateau continental a une pente très faible, une petite augmentation du niveau de la mer entraînera un changement important dans le pourcentage de continents inondés.
Si l'océan mondial est en moyenne jeune, le fond marin sera relativement peu profond et le niveau de la mer sera élevé : davantage de continents sont inondés. Si l'océan mondial est en moyenne vieux, le fond marin sera relativement profond et le niveau de la mer sera bas : davantage de continents seront exposés.
Il existe donc une relation relativement simple entre le cycle supercontinental et l'âge moyen des fonds marins.
- Supercontinent = fond marin très ancien = bas niveau de la mer
- Continents dispersés = fonds marins beaucoup plus jeunes = niveau de la mer élevé
Il y aura également un effet climatique du cycle supercontinental qui va encore amplifier cela :
- Supercontinent = climat continental dominant = glaciation continentale probable = niveau de la mer encore plus bas
- Continents dispersés = climat maritime dominant = glaciation continentale peu probable = le niveau de la mer n'est pas abaissé par ce mécanisme
Relation avec la tectonique globale
Il y a une progression des régimes tectoniques qui accompagne le cycle supercontinental :
Lors de l'éclatement du supercontinent, les environnements de rupture dominent. Viennent ensuite les environnements de marge passive, tandis que l'expansion des fonds marins se poursuit et que les océans se développent. Ceci à son tour est suivi par le développement d'environnements collisionnels qui deviennent de plus en plus importants avec le temps. Les premières collisions se produisent entre les continents et les arcs insulaires, mais aboutissent finalement à des collisions continent-continent. C'était la situation pendant le cycle du supercontinent paléozoïque; il est observé pour le cycle supercontinental Mésozoïque – Cénozoïque , toujours en cours.
Relation avec le climat
Il existe deux types de climats terrestres mondiaux : les glacières et les serres. Icehouse se caractérise par des glaciations continentales fréquentes et des environnements désertiques sévères. La serre est caractérisée par des climats chauds. Les deux reflètent le cycle des supercontinents. C'est maintenant une courte phase de serre d'un monde de glacière.
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Climat de la glacière
- Les continents bougent ensemble
- Niveau de la mer bas en raison du manque de production des fonds marins
- Climat plus frais, aride
- Associé aux mers d'aragonite
- Formation des supercontinents
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Climat en serre
- Continents dispersés
- Niveau de la mer élevé
- Haut niveau d' étalement du fond marin
- Production de CO 2 relativement importante dans les zones de rifting océanique
- Climat chaud et humide
- Associé aux mers de calcite
Périodes de climat glaciaire : une grande partie du Néoprotérozoïque , du Paléozoïque tardif, du Cénozoïque tardif .
Les périodes de climat à effet de serre: Au début du Paléozoïque , Mésozoïque de Cénozoïque .
Relation avec l'évolution
Le mécanisme principal de l'évolution est la sélection naturelle parmi diverses populations. Comme la dérive génétique se produit plus fréquemment dans les petites populations, la diversité est une conséquence observée de l'isolement. Moins d'isolement, et donc moins de diversification, se produit lorsque les continents sont tous ensemble, produisant à la fois un continent et un océan avec une seule côte. Du Néoprotérozoïque récent au Paléozoïque inférieur, lorsque s'est produite l'énorme prolifération de divers métazoaires , l'isolement des environnements marins a résulté de l'éclatement de Pannotia.
Un arrangement nord-sud des continents et des océans conduit à beaucoup plus de diversité et d'isolement que les arrangements est-ouest. Les dispositions nord-sud donnent des zones climatiquement différentes le long des routes de communication vers le nord et le sud, qui sont séparées par l'eau ou la terre d'autres zones continentales ou océaniques de climat similaire. La formation de régions similaires de continents et de bassins océaniques orientés est-ouest conduirait à beaucoup moins d'isolement, de diversification et d'évolution plus lente, puisque chaque continent ou océan se trouve dans moins de zones climatiques. Au cours du Cénozoïque , l'isolement a été maximisé par une disposition nord-sud.
La diversité, mesurée par le nombre de familles, suit très bien le cycle des supercontinents.
Lectures complémentaires
- Gurnis, M. (1988). « La convection du manteau à grande échelle et l'agrégation et la dispersion des supercontinents ». Nature . 332 (6166) : 695-699. Bibcode : 1988Natur.332..695G . doi : 10.1038/332695a0 .
- Murphy, J.B.; Nance, R.D. (1992). « Les supercontinents et l'origine des chaînes de montagnes ». Scientifique américain . 266 (4) : 84-91. Bibcode : 1992SciAm.266c..84M . doi : 10.1038/scientificamerican0492-84 .
- Nance, R.D.; Worsley, T.R.; Moody, J.B. (1988). "Le cycle des supercontinents". Scientifique américain . 259 (1) : 72-79. Bibcode : 1988SciAm.259a..72N . doi : 10.1038/scientificamerican0788-72 .