La recherche de parenté chez les vertébrés
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Le saviez-vous ? Les ères primaire, secondaire et cénozoïque constituent le phanérozoïque (« animaux visibles »). Il y a 545 millions d'années, au cambrien — qui marque le début du phanérozoïque —, la trentaine de phylums actuels existaient déjà. _____________________________________ Les crises biologiques Depuis l'apparition de la vie sur la Terre, il y a plus de 3,5 milliards d'années, l'évolution géologique et l'évolution biologique ont toujours été étroitement liées. En effet, les variations des conditions écologiques des enveloppes de la planète — atmosphère, hydrosphère et lithosphère — exercent des contraintes sur les organismes et influent profondément sur leur évolution. En retour, l'activité biologique influe sur l'évolution des enveloppes inertes, comme le montrent, par exemple, la présence dans l'atmosphère actuelle d'oxygène gazeux (d'origine biologique) ou la formation de roches sédimentaires (calcaires d'origine biologique, récifs coralliens). Au cours de l'histoire de la Terre, des modifications écologiques de grande ampleur se sont produites brutalement à plusieurs reprises, alternant avec des périodes plus longues de relative stabilité. Elles ont été à l'origine de crises biologiques majeures qui ont profondément influencé l'évolution de la biosphère et qui servent aujourd'hui aux géologues pour marquer les grandes divisions des temps géologiques. 1. À quel rythme la disparition et l'apparition d'espèces se sont-elles produites depuis le Cambrien ? Les fossiles contenus dans les roches sédimentaires sont le plus souvent cantonnés à un petit nombre de couches géologiques. Cette observation démontre que les espèces naissent, se développent puis disparaissent. La durée d'existence moyenne de la plupart des espèces varie entre 1 et 10 Ma. On estime que plus de 99,9 % des espèces ayant peuplé la Terre — soit plusieurs milliards d'espèces — ont aujourd'hui disparu. Le nombre d'espèces actuelles est de l'ordre de quelques millions, dont près de 2 millions ont été répertoriées à l’heure actuelle. L'évolution du nombre d'espèces fossiles au cours des 500 derniers millions d'années montre des fluctuations irrégulières avec des pics de diversification et des pics d'extinction parfois massifs. De tels pics d'extinctions correspondent à des crises brutales à l'échelle des temps géologiques.  2. Quelle est l'origine des crises biologiques ? Seules des modifications écologiques majeures sont susceptibles d'entraîner la disparition brutale, et souvent définitive, de groupes entiers d'êtres vivants répartis sur toute la surface de la Terre et occupant des milieux différents. De tels effets se produisent quand les modifications de l'environnement deviennent incompatibles avec la survie des espèces. Seuls des événements géologiques ayant des conséquences d'ampleur planétaire peuvent être à l'origine de tels changements. Il peut s'agir d'événements géologiques internes, comme par exemple des éruptions volcaniques massives, ou d'événements astronomiques, comme la chute d'une météorite. En effet, ces événements s'accompagnent de la libération dans l'atmosphère de telles quantités de matière (cendres, poussières, etc.) qu'ils peuvent faire chuter les températures moyennes, voire interrompre la photosynthèse pendant une longue période. 3. Comment les crises dans l'histoire de la Terre sont-elles repérées ? Les crises sont repérées par des discontinuités paléontologiques et lithologiques. Ainsi, la limite entre le crétacé et le début du tertiaire a été identifiée dès le xixe siècle par la disparition de nombreuses espèces fossiles, absentes aussi des dépôts de la période tertiaire et dans la nature actuelle. On en a déduit que ces groupes ont disparu brutalement (à l'échelle des temps géologiques) à la fin du crétacé. En revanche, de nouvelles espèces se trouvent dans les couches suivantes. Étant donné que des animaux de milieux aquatiques, mais aussi continentaux et aériens ont disparu à la même époque, ces extinctions sont interprétées comme les indices d'une crise majeure. Ces changements ont ensuite été corrélés à d'autres caractéristiques stratigraphiques. 4. Quelles sont les caractéristiques de la crise crétacé-tertiaire (K/T) ? Au cours du crétacé, les espèces se sont renouvelées graduellement, alors qu'à la limite K/T, datée de - 65 Ma, des groupes entiers, comportant un grand nombre d'espèces, ont disparu. Ces groupes appartenaient aussi bien au milieu continental (dinosaures, ptérosaures) qu'au milieu marin (ammonites, rudistes, ichtyosaures), dans lequel même les microorganismes ont été touchés (foraminifères, coccolithophoridés). Néanmoins, certaines espèces ont survécu et se sont ensuite diversifiées, notamment les foraminifères benthiques, certains reptiles et mammifères. En outre, on note à cette période une baisse considérable de la productivité biologique globale, c'est-à-dire de la formation de biomasse. Cette période est également marquée par d'importantes variations du niveau de la mer, et par conséquent de la sédimentation, ainsi que par l'existence d'une couche géologique riche en iridium dans certaines régions.  5. Quelles ont été les conséquences de la crise K/T sur l'évolution biologique ? Même si la biodiversité a globalement chuté lors de la crise K/T, les extinctions ont été sélectives et ont donc infléchi le cours de l'évolution. À la suite de cette crise, la biodiversité a d'abord été rétablie puis a augmenté en quelques millions d'années. La disparition de groupes entiers d'êtres vivants a libéré de nombreuses niches écologiques qui ont pu, par la suite, être occupées par de nouvelles espèces. Il s'est notamment produit une diversification considérable des plantes à fleurs mais aussi des mammifères, qui ont occupé les niches écologiques libérées par la disparition des dinosaures. La nature actuelle résulte essentiellement de cette période de diversification du début du Tertiaire. 6. Pourquoi les crises servent-elles de repères dans l'histoire de la Terre ? Les crises sont repérées par des indices géologiques et paléontologiques enregistrés dans les roches sédimentaires. Lorsque leur ampleur est planétaire, il est aisé de corréler temporellement des terrains différents, géographiquement éloignés, surtout si l'on dispose de marqueurs particuliers, lithologiques et paléontologiques. On établit ainsi de grandes coupures dans l'histoire de la Terre, par exemple entre primaire et secondaire et entre secondaire et cénozoïque (crise K/T), qui servent de repères universels et forment la structure de l'échelle stratigraphique internationale. Le saviez-vous ? La durée d'existence moyenne de la plupart des espèces est de 1 à 10 Ma. On estime que depuis l'origine de la vie, plusieurs milliards d'espèces ont peuplé la Terre dont 99,9 % ont aujourd'hui disparu. On a dénombré près de 2 millions d'espèces actuelles mais on estime qu'il pourrait y en avoir 5 fois plus. _____________________________________ PARTIE IV : LA CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET SES EFFETS. _____________________________________ La collision continentale Les chaînes de montagnes jeunes, alignements relativement ordonnés de reliefs aigus, se situent aux limites de plaques lithosphériques, soit au niveau d'une marge active, soit entre deux plaques continentales. La présence de couches de roches déformées par des plis et des failles, ainsi que l'existence de chevauchements et de charriages, témoignent des contraintes tectoniques qui s'opèrent au niveau de ces zones de collision. Dans les chaînes de montagnes, on rencontre des roches sédimentaires, magmatiques et métamorphiques. Comment se mettent-elles en place ? 1. Qu'est-ce que le métamorphisme ? On appelle métamorphisme les transformations minéralogiques et structurales d'une roche à l'état solide sous l'effet de variations de température et de pression. Le métamorphisme ne modifie pas la composition chimique élémentaire de la roche d'origine. Dans les zones de subduction comme dans les zones de collision, les roches sont enfouies à de grandes profondeurs en subissant d'importantes contraintes, liées au gradient géothermique et à la pression lithostatique, qui les amènent à des températures et à des pressions élevées. Il s'y ajoute des contraintes compressives dues aux forces tectoniques. Les roches d'origine se transforment alors en roches métamorphiques. Sous l'effet de l'érosion, les roches formées en profondeur peuvent apparaître en surface, en particulier dans les chaînes de montagnes. 2. Quelles sont les caractéristiques des roches métamorphiques ? Les roches métamorphiques gardent les traces des contraintes qui ont présidé à leur formation. Elles présentent le plus souvent un aspect feuilleté leur conférant une aptitude au clivage, appelée schistosité ou foliation, et sont souvent plissées. Le métamorphisme s'accompagne également de transformations minéralogiques. En fonction des conditions de température et de pression auxquelles sont soumises ces roches, leurs minéraux subissent des transformations chimiques et donnent naissance à des minéraux néoformés. Toutefois, la composition chimique élémentaire des roches métamorphiques reste la même que celle des roches d'origine. 3. Quelles informations apportent les roches métamorphiques ? On appelle faciès métamorphique une association déterminée de minéraux, caractéristique des conditions de métamorphisme qui régnaient lors de la formation d'une roche donnée. Différents faciès métamorphiques caractérisés par diverses associations minérales stables résultent des conditions physico-chimiques variables à l'origine du métamorphisme et de la diversité des roches d'origine. La formation de ces minéraux peut aussi être étudiée expérimentalement. L'établissement au laboratoire des diagrammes « PTt » (pression, température, temps) permet de connaître les conditions de température et de pression qui président à la formation des minéraux repères, d'en déduire les conditions qui régnaient lors de la formation de la roche à laquelle ils appartiennent et donc de préciser la nature des phénomènes tectoniques correspondants. Ainsi, les roches métamorphiques provenant de zones de subduction sont suffisamment caractéristiques pour être reconnues lorsqu'elles se retrouvent en surface à la suite de l'érosion et aident à reconstituer des mécanismes profonds inaccessibles directement.  4. Comment les chaînes de montagnes se forment-elles ? Lorsque la subduction a fait disparaître le plancher océanique, deux continents portés par des plaques différentes peuvent se rapprocher. Comme la croûte continentale a une densité inférieure à celle de la croûte océanique, elle bloque la subduction. On parle alors d'obduction. La collision conduit à la formation d'un prisme d'accrétion, c'est-à-dire à une superposition d'écailles tectoniques résultant de la déformation puis de la rupture des roches le long de plans de fracture constituant des failles. Les mouvements tectoniques provoquent aussi des chevauchements, déplacements de couches passant les unes par dessus les autres. Ces déplacements s'effectuent le long d'un plan subhorizontal appelé contact anormal pour marquer l'absence de continuité des strates en fonction de leur âge de dépôt. Lorsqu'un chevauchement atteint des dizaines de kilomètres, voire plus, on parle alors de nappes de charriage. Au sein des chaînes de collision comme les Alpes ou l'Himalaya, les nappes ophiolitiques – vestiges du plancher océanique charrié sur le continent – marquent les zones de suture entre croûte océanique et croûte continentale. Des lambeaux de croûte océanique chevauchent la croûte continentale et y forment des séries caractéristiques. Sur le terrain, il est possible de reconnaître des traces de l'origine de la chaîne non seulement dans les structures géologiques mais aussi dans la composition minéralogique des roches. La durée de tels phénomènes doit évidemment être appréciée à l'échelle des temps géologiques : la formation d'une chaîne de collision dure en effet plusieurs dizaines de millions d'années.  5. Comment les chaînes de montagnes disparaissent-elles ? Les chaînes de montagnes finissent par disparaître avec l'érosion. Les reliefs formés par les phénomènes tectoniques (orogenèse) sont érodés progressivement tandis que les roches en profondeur subissent une fusion partielle. Ainsi, même si les chaînes les plus anciennes ont disparu, on retrouve souvent leurs traces sous forme de roches métamorphiques amenées à l'affleurement par l'érosion. L'analyse de ces roches permet de déterminer leurs conditions de formation et d'obtenir ainsi des renseignements sur les événements tectoniques ayant conduit à la formation de la chaîne. Lorsque le relief est totalement érodé, il reste une pénéplaine sous laquelle l'épaisseur de la croûte continentale est beaucoup plus mince que sous une chaîne de montagnes. Les sédiments arrachés aux reliefs peuvent donner naissance à de nouvelles roches par diagenèse. Les matériaux de l'écorce terrestre sont donc recyclés et participent à des cycles géologiques impliquant à la fois la géodynamique externe et la géodynamique interne. Le saviez-vous ? Les chaînes de collision, comme les Alpes ou l'Himalaya, caractérisées par des structures plissées et faillées, ainsi que par des chevauchements et des nappes de charriage résultant de contraintes compressives, se forment en plusieurs dizaines de millions d'années. _____________________________ La subduction Les plaques lithosphériques, formées de la croûte terrestre et du manteau supérieur, sont en mouvement. Leurs frontières correspondent soit à une zone où deux plaques coulissent l'une contre l'autre, soit à une dorsale océanique où les plaques s'écartent, soit à une zone de subduction où les plaques convergent. Il se forme ainsi en permanence de la nouvelle croûte océanique au niveau des dorsales tandis que de la croûte océanique ancienne disparaît au niveau des zones de subduction. La surface terrestre reste donc constante. Quelles sont les conséquences de ce phénomène à l'échelle des temps géologiques ? 1. Qu'appelle-t-on zone de subduction ? On appelle zone de subduction une région de la planète où une plaque océanique s'enfonce sous une autre plaque lithosphérique. On appelle marge continentale la zone de transition entre la bordure d'un continent, située sous la mer, et le plancher océanique. Une marge passive est constituée d'une zone de transition appartenant à la même plaque tandis qu'une marge active correspond à une zone de subduction.  2. Quelles sont les principales caractéristiques des marges océaniques actives ? Les marges océaniques actives ont des caractéristiques communes :
Les marges de l'océan Pacifique au niveau du Japon et du Pérou en sont un exemple mais certaines de ces caractéristiques se retrouvent également dans des zones de convergence entre deux plaques de lithosphère océanique comme dans les archipels des Mariannes ou des Tongas.  3. Quels arguments fondent la notion de convergence lithosphérique ? Outre la mesure précise du déplacement des plaques, de nombreux arguments indirects, géophysiques et géochimiques accréditent la convergence lithosphérique. Diverses méthodes d'étude ont été mises en œuvre pour affiner la connaissance des phénomènes se déroulant au niveau des marges océaniques actives : analyse des anomalies gravimétriques, analyse du flux thermique, localisation des foyers des séismes, analyse de la propagation des ondes sismiques, localisation des anomalies magnétiques, etc. Les profils obtenus sont caractéristiques des zones où les plaques convergent et ils diffèrent de ceux obtenus, par exemple, au niveau des dorsales océaniques.  4. Quel est le comportement de la lithosphère dans les zones de subduction ? Lorsque la lithosphère océanique froide et dense entre en contact avec la lithosphère continentale, elle plonge sous cette dernière et s'enfonce progressivement dans l'asthénosphère plus visqueuse, le long du plan de Wadati-Bénioff. L'enfoncement de la lithosphère dans le manteau plus chaud provoque son réchauffement et divers phénomènes mécaniques, comme des fractures au sein de la plaque plongeante. La vitesse d'enfoncement est de l'ordre de quelques cm par an ; il faut donc plusieurs millions d'années pour amener le matériau froid de la lithosphère à la température du manteau. Au niveau de la zone d'enfoncement, la déformation de la plaque plongeante produit des séismes à foyer peu profond, tandis que, plus en profondeur, la résistance du manteau à la pénétration produit des séismes à foyer profond. 5. Quelles sont les conséquences de la subduction ? Le réchauffement en profondeur de la lithosphère océanique donne naissance à un magma caractéristique, moins dense que le manteau, qui a tendance à migrer vers la surface. Des volcans se forment ainsi à la verticale de la plaque plongeante lorsque celle-ci atteint entre 100 à 150 km. Ce magma a pour origine essentielle la fusion partielle des péridotites hydratées du manteau supérieur de la plaque chevauchante. Elles reçoivent en effet l'eau de déshydratation provenant du métamorphisme de la plaque plongeante. Les magmas des zones de subduction entraînent en général la formation de basaltes calco-alcalins et d'andésites, souvent aussi de rhyolites et parfois de diorites. Leur composition reflète l'évolution plus ou moins longue d'un même magma – appelée différenciation magmatique – au sein de chambres magmatiques. Il se produit une cristallisation fractionnée puis une sédimentation des cristaux qui fait évoluer la composition chimique du magma ; il s'enrichit alors en silice, en potassium et en sodium et devient de plus en plus visqueux. Il en résulte des éruptions explosives accompagnées de gaz et de cendres ainsi que des aiguilles volcaniques. Le frottement des plaques peut former un prisme d'accrétion lorsqu'il y a « pelage » des sédiments et de la partie superficielle de la croûte. Par ailleurs, des écailles tectoniques peu épaisses séparées par des failles se forment à la limite des plaques. La subduction peut aussi être à l'origine de la formation d'une chaîne de montagnes comme la cordillère des Andes. |
