Les roches, mémoire du temps: Nouvelle édition avec exercices corrigés 9782759817405

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LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS Nouvelle édition avec exercices corrigés

Grenoble Sciences Grenoble Sciences est un centre de conseil, expertise et labellisation de l’enseignement supérieur français. Il expertise les projets scientifiques des auteurs dans une démarche à plusieurs niveaux (référés anonymes, comité de lecture interactif) qui permet la labellisation des meilleurs projets après leur optimisation. Les ouvrages labellisés dans une collection de Grenoble Sciences ou portant la mention « Sélectionné par Grenoble Sciences » (Selected by Grenoble Sciences) correspondent à : ƒ des projets clairement définis sans contrainte de mode ou de programme, ƒ des qualités scientifiques et pédagogiques certifiées par le mode de sélection (les membres du comité de lecture interactif sont cités au début de l’ouvrage), ƒ une qualité de réalisation assurée par le centre technique de Grenoble Sciences. Directeur scientifique de Grenoble Sciences Jean BORNAREL, Professeur émérite à l’Université Joseph Fourier, Grenoble 1

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Livres et pap-ebooks Grenoble Sciences labellise des livres papier (en langue française et en langue anglaise) mais également des ouvrages utilisant d’autres supports. Dans ce contexte, situons le concept de pap-ebook. Celui-ci se compose de deux éléments : ƒ un livre papier qui demeure l’objet central avec toutes les qualités que l’on connaît au livre papier, ƒ un site web compagnon qui propose : › des éléments permettant de combler les lacunes du lecteur qui ne possèderait pas les prérequis nécessaires à une utilisation optimale de l’ouvrage, › des exercices pour s’entraîner, › des compléments pour aprofondir un thème, trouver des liens sur internet, etc. Le livre du pap-ebook est autosuffisant et certains lecteurs n’utiliseront pas le site web compagnon. D’autres l’utiliseront et ce, chacun à sa manière. Un livre qui fait partie d’un pap-ebook porte en première de couverture un logo caractéristique et le lecteur trouvera le site compagnon de ce livre à l’adresse internet suivante : https://grenoble-sciences.ujf-grenoble.fr/pap-ebooks/mascle Grenoble Sciences bénéficie du soutien du Ministère de l’Enseignement supérieur et de la Recherche et de la Région Rhône-Alpes. Grenoble Sciences est rattaché à l’Université Joseph Fourier de Grenoble. ISBN 978 2 7598 1265 3 © EDP Sciences 2014

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS Nouvelle édition avec exercices corrigés

Georges MASCLE

17, avenue du Hoggar Parc d’Activité de Courtabœuf - BP 112 91944 Les Ulis Cedex A - France

Les roches, mémoire du temps Cet ouvrage, labellisé par Grenoble Sciences, est un des titres du secteur Sciences de la Terre et de l'Univers de la collection Grenoble Sciences d’EDP Sciences, qui regroupe des projets originaux et de qualité. Cette collection est dirigée par Jean BORNAREL, Professeur émérite à l’Université Joseph Fourier, Grenoble 1.

Comité de lecture de la première édition : François DE CARLO, professeur agrégé (Paris) Michel GUIRAUD, professeur à l’Université de Bourgogne (Dijon) Jean-Emmanuel MARTELAT, maître de conférences à l’Université Joseph Fourier (Grenoble) Jean-Sébastien STEYER, chargé de recherche (CNRS) au Muséum National d’Histoire Naturelle (Paris) ƒ Marc TARDY, professeur à l’Université de Savoie (Chambéry) ƒ et la contribution de · James ALLIBON, doctorant (Universités de Lausanne et Joseph Fourier - Grenoble) · Jérémie VAN MELLE, doctorant (Université Joseph Fourier - Grenoble) ƒ ƒ ƒ ƒ

Cet ouvrage a été suivi par Laura CAPOLO pour la partie scientifique et Sylvie BORDAGE du centre technique Grenoble Sciences pour sa réalisation pratique. L’illustration de couverture est l’œuvre d’Alice GIRAUD, d’après : stratigraphie : falaise de grès (Roy LUCK/Flickr) ; stries de croissance d’un arbre (Chris BROWN/Flickr) ; stromatolites, fossiles : trilobite (James St. John/Flickr) & Charniodiscus (Tina NEGUS/Flickr) ; zircon zoné (photo J.M. BERTRAND).

Autres ouvrages labellisés sur des thèmes proches (chez le même éditeur) : Hydrothermalisme (M. Piboule & M. Chenevoy) s Energie et environnement. Les risques et les enjeux d'une crise annoncée (B. Durand) s L'énergie de demain (Groupe Energie de la Société Française de Physique, sous la direction de J.-L. Bobin, E. Huffer & H. Nifenecker) s La plongée sous marine (P. Foster) s L'air et l’eau. Alizés, cyclones, Gulf Stream, tsunamis et tant d’autres curiosités naturelles (R. Moreau) s Turbulence (M. Lesieur) s Turbulence et déterminisme (M. Lesieur en collaboration avec l'institut universitaire de France) s La Cavitation. Mécanismes physiques et aspects industriels (J. P. Franc et al.) s Sous les feux du Soleil. Vers une météorologie de l'espace (J. Lilensten & J. Bornarel) s Du soleil à la terre. Aéronomie et météorologie de l'espace (J. Lilensten & P.L. Blelly) s L'Asie, source de sciences et de techniques (M. Soutif) s Naissance et diffusion de la physique (M. Soutif) s En physique, pour comprendre (L. Viennot) s Description de la symétrie. Des groupes de symétrie aux structures fractales (J. Sivardière) s Symétrie et propriétés physiques. Des principes de Curie aux brisures de symétrie (J. Sivardière) s Magnétisme : I Fondements, II Matériaux (sous la direction d'E. du Trémolet de Lacheisserie) s Mathématiques pour les sciences de la vie, de la nature et de la santé (J.P. Bertrandias & F. Bertrandias) s Outils mathématiques à l’usage des scientifiques et ingénieurs (E. Belorizky) s Méthodes numériques appliquées, pour le scientifique et l’ingénieur s Analyse statistique des données expérimentales (K. Protassov) s Physique et Biologie (B. Jacrot) s Éléments de Biologie à l'usage d'autres disciplines. De la structure aux fonctions (P. Tracqui & J. Demongeot) s Science expérimentale et connaissance du vivant (P. Vignais) s Respiration et photosynthèse. Histoire et secrets d’une équation (C. Lance) et d’autres titres sur le site internet : https://grenoble-sciences.ujf-grenoble.fr

PRÉFACE Comme toute histoire, celle de la Terre et de l’Univers ne s’écrit qu’à condition de situer les divers éléments qui la composent dans le temps. La perception d’un temps "long", opposé à la conception théologique qui a, des siècles durant, imposé une durée courte pour la formation du ciel et de la Terre, a été le prélude à la naissance de la géologie comme discipline historique. Actuellement, la science apporte des réponses chaque jour plus nombreuses et plus précises à la question de l’"origine" (de l’Univers, des roches, de la vie, de l’Homme) en faisant valoir deux arguments majeurs. Le premier est que la communauté scientifique a dû prendre acte que les objets qu’elle étudie trouvent leurs places dans une évolution temporelle irréversible. Le temps – et notamment sa flèche – s’est imposé, depuis bientôt deux siècles, comme une caractéristique de la structuration universelle avec, en particulier, la théorie de l’évolution de DARWIN d’abord et le modèle du Big Bang ensuite. Nous savons désormais non seulement que l’Univers évolue mais aussi que les objets, dont la Terre, et les êtres qui lui appartiennent ne sont pas immuables. Le second argument qui signale que les approches scientifiques touchent à la question des origines, relève du développement technique. Il résulte du perfectionnement spectaculaire des méthodes de datation, que celles-ci soient relatives ou absolues. Pour cela, il a fallu reconnaître sous quelles formes les événements étaient inscrits dans les roches ou dans les paysages, de manière à pouvoir les situer les uns par rapport aux autres dans un ordre chronologique. On touche à la notion de faciès d’une roche qui est à la base de la chronologie relative. Le lithofaciès traduit les conditions de dépôt d’un sédiment, ainsi que l’histoire de ses composants, et est le fondement d’une première approche stratigraphique. Le biofaciès de la roche sédimentaire fournit deux indications : les conditions de milieu de vie des restes d’organismes fossilisés, mais aussi la succession des espèces vivantes (paléontologie) qui ont vécu à la surface du globe puis qui ont disparu de façon irréversible, justifiant en cela la théorie de l’évolution. Cette approche est la base de la biostratigraphie. Lithostratigraphie et biostratigraphie ont permis d’élaborer les échelles stratigraphiques en subdivisant le temps "long" à l’aide d’événements marquants (discordances, extinctions d’êtres vivants…) et de raconter l’histoire de la Terre. Cette élaboration de la stratigraphie s’est faite en l’absence de chronomètre, par datation relative qui situe un événement par rapport à un autre sans lui attribuer d’âge. Avec les méthodes plus récentes des datations dites "absolues" qui utilisent des horloges radioactives, un événement peut être situé par rapport au présent avec cependant des marges d’erreurs non-négligeables. Et ceci à toutes les échelles de durée, si bien que l’on

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connaît l’âge de l’Univers (13,5 Ga), du système solaire et de la Terre (4,45 Ga), de la naissance de la vie sur Terre (3,5 Ga), des grands événements géodynamiques et des extinctions biologiques en masse qui jalonnent l’histoire de notre planète. Cette nouvelle approche permet également d’accéder aux durées des phénomènes géologiques passés et d’utiliser des propriétés physiques et chimiques des roches pour préciser encore plus les subdivisions du temps ; tel est le cas avec la magnétostratigraphie ou avec la chimiostratigraphie. Tout cela, qui relève d’approches pluridisciplinaires, se trouve dans les pages qui suivent de ce manuel, Les roches, mémoire du temps, conçu et présenté de façon originale par le Professeur Georges MASCLE, géologue de talent et de grande expérience. Basé sur des exemples concrets que traduit une iconographie particulièrement riche et bien choisie, il révèle que, du cristal élémentaire à la formation géologique la plus épaisse, les roches au cours de leur genèse et de leur évolution ont enregistré, plus ou moins bien, le "temps instant" repérable et le temps "durée" mesurable par l’application de méthodes adaptées de plus en plus nombreuses et précises. Encore faut-il sur chaque cas "à dater" savoir choisir la bonne méthode à employer et rester critique et prudent sur les résultats obtenus, en gardant toujours comme référence les données du terrain recueillies à toutes les échelles. C’est ce message essentiel que l’ouvrage, complet mais d’accès aisé, délivre au lecteur qui s’intéresse aux sciences de la Terre et de l’Univers, c’est-à-dire à l’histoire de notre environnement en perpétuelle évolution non-linéaire. On aura également compris, qu’en quelques décennies seulement, la science contemporaine a restauré sur son trône KRONOS, l’antique fils du Ciel et de la Terre, en situant le monde dans une histoire intégrale.

Marc TARDY

AVANT-PROPOS Les Sciences de la Terre et de l’Univers s’intéressent à des phénomènes qui se déroulent sur une très large gamme d’ordres de grandeur, aussi bien au niveau des distances (de l’ordre de 20 ordres de grandeur), qu’en ce qui concerne le temps (de l’ordre de 15). L’analyse de ces phénomènes s’est effectuée, au cours des deux derniers siècles, en mettant au point une méthodologie efficace, fondée sur quelques principes simples, et dont témoignent des ouvrages fondamentaux, comme Géologie stratigraphique, publié pour la première fois en 1926 par Maurice GIGNOUX, Professeur à Grenoble. La seconde moitié du XXe siècle a vu la mise au point de chronomètres précis qui ont permis de quantifier les phénomènes. Forts de cette évolution, nous avons mis en place à l’Université de Grenoble un module d’enseignement "Enregistrement du temps" où les différentes méthodes d’appréhension du temps ne sont plus dispersées dans des modules spécialisés, mais au contraire très étroitement associées. Ce module, dont la première mise en place remonte à une quinzaine d’années, est destiné autant aux étudiants qui suivent le cursus de spécialité en Sciences de la Terre et de l’Univers, qu’à ceux qui se destinent aux filières de l’enseignement. Il réunit dans un ensemble cohérent, l’étude des principes et des méthodes de la stratigraphie, celle des chronomètres physiques (géochronologie) et biologique (paléontologie stratigraphique). La prise en compte de la dimension temporelle est désormais un objectif affiché des programmes des Sciences de la Vie et de la Terre des lycées. Il est donc particulièrement important que les futurs enseignants aient suivi une formation adaptée et disposent ainsi des compétences indispensables. C’est l’objet de ce manuel qui reprend un enseignement délivré à deux niveaux : en Licence (L3) de Biologie Générale et Sciences de la Terre et de l’Univers, et en 2e année (L2) de filière Sciences de la Terre et de l’Univers. L’étude des principes et des méthodes s’appuie sur l’analyse de nombreux exemples, choisis de telle sorte que les limites inhérentes à chacun de ces principes et à chacune de ces méthodes soient bien caractérisées. Cet ouvrage n’aurait pas vu le jour sans les encouragements de mes confrères du Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines (LGCA, Grenoble), au premier rang desquels Henriette LAPIERRE, récemment disparue, avec qui j’ai partagé cet enseignement en L3 et qui m’avait demandé de l’assurer en L2. Merci à tous ceux qui m’ont généreusement fourni des illustrations ou des documents : Annie et Hubert ARNAUD, Mathias BERNET, Jean-Pierre BOUILLIN,Thierry DUMONT,

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Stéphane GUILLOT, Etienne JAILLARD, Jean-Emmanuel MARTELAT, Arnaud PÊCHER (LGCA, Grenoble), Juliette ASTA (UFR Biologie, Grenoble), Didier CARITÉ (Meaux), Raymond CIRIO (CBGA, Briançon), Myette GUIOMAR (Réserve Géologique de Haute-Provence, Digne), Jean MASCLE, Françoise SAGE (Géosciences Azur, Villefranche-surMer), Yann ROLLAND (UNSA Nice), Christian BECK, Jean-Michel BERTRAND, Marc TARDY (LGCA, Chambéry), Marie-Denise COURME-RAULT (Orléans), Fabienne GIRAUD (Lyon), Madeleine SELO (Paris), Jean-Paul LÉCORCHÉ (Marseille), Bardhyl MUCEKU, Selam MEÇO (Université Polytechnique de Tirana, Albanie), Roberto COMPAGNONI (Turin), Maurizio GAETANI (Milan), Primo VENEROSO (Sciacca), Maria-Elena KUSIAK (Repsol-YPF, Neuquen, Argentine), Olivier KÉROZEN (artiste peintre, Rome), le Comité International de la Carte Géologique du Monde (CCGM, Paris) et la librairie Alain BRIEUX (Paris). Merci également aux ex-doctorants dont les travaux m’ont fourni des exemples : Stalin BENITEZ ACOSTA, Eric BLANC, Gilles BROCARD, Sébastien CANNIC, Victor CARLOTTO CAILLAUX, Emmanuel CHAPRON, Marie-Elisabeth CLAUDEL, Vincent DE ANDRADE, Yann DENIAUD, Michel FOATA, Ananta GAJUREL, Marcelo GARCIA GODOY, Julio-Cesar GONZALES LARA, Pierre-Olivier MOJON, Philippe ROCHAT, Franck VALLI, Jean VERMEULEN, David ZUBIETA. Merci aux personnels des bibliothèques (Société Géologique de France, Sciences de la Terre CADIST Jussieu, BIU Grenoble) qui m’ont facilité la recherche de documents. Merci à ceux qui ont bien voulu critiquer et aider à corriger ce texte, en particulier en participant au comité d’édition : François DE CARLO (Paris), Michel GUIRAUD (Dijon), Jean-Emmanuel MARTELAT (UJF Grenoble), Jean-Sébastien STEYER (MNHN Paris), Marc TARDY (US Chambéry), ainsi que James ALLIBON (Lausanne), Jérémie VAN MELLE (UJF Grenoble) et Marie-Noelle PRADELLE-MASCLE. Pour cette nouvelle édition, il a été tenu compte des nouvelles datations adoptées par le Congrès Géologique International (CGI) en 2012 qui modifient sensiblement l’échelle stratigraphique. Cela a conduit à reprendre un certain nombre de figures. Enfin des exercices, issus de sujets d’examen, ont été ajoutés en fin d’ouvrage. Un certain nombre d’avancées, en matière technologique (géochronologie, astrochronologie…), ou concernant les premiers âges de la vie ont vu le jour. Elles sont présentées sur le site web compagnon qui permet une mise à jour en temps réel. De même, certaines animations sont accessibles sur ce site web compagnon ; merci à tous ceux qui m’ont procuré ou permis d’utiliser ces vidéos : Claude BABIN (Lyon), Karim BENZERARA (IPG Paris), Stéphane DOMINGUEZ (Montpellier), Jjean DUBESSY (Nancy), Danièle GROSHENY (Strasbourg), Emmanuelle JAVAUX (Bruxelles), Guillaume LECOINTRE (MNHN Paris), Hervé MARTIN (Clermont-Ferrand), Pascal PICQ et Armand DE RICQLÈS (Collège France Paris), André SCHAAF (Strasbourg). Merci à l’équipe de Grenoble Sciences qui a assuré la mise en forme de l’ouvrage. Merci enfin aux étudiants (L2 et L3) qui, au fil des années, ont contribué à son amélioration.

Quand on ne me le demande pas, je sais ce qu’est le temps ; quand on me le demande, je ne le sais plus. Saint AUGUSTIN

INTRODUCTION : LA NOTION DE TEMPS LE TEMPS Chacun a conscience que le temps s’écoule, mais en même temps éprouve de la difficulté à en donner une définition rigoureuse. En cherchant à le définir, saint AUGUSTIN (354-430 de notre ère) conclut sa réflexion en déclarant "qu’il sait ce qu’il ne sait pas". Pour chacun le temps est un concept implicite, une évidence familière. Il s’écoule de manière univoque, et il est inconcevable de l’inverser (E. KLEIN). L’humanité a cherché très tôt une définition du temps, comme en témoignent les plus anciens poèmes du monde : l’épopée de GILGAMESH et le poème d’ATRAHASIS, qui traitent l’un de la recherche de l’éternité et l’autre de la genèse du monde, donc en fait du rôle du temps. Les premiers essais de définition du temps, dont nous ayons conservé la trace, sont dus à des philosophes grecs. Pour HÉRACLITE d’Ephèse (576-480 AC), le temps est un mouvement continu. Au contraire, pour PARMÉNIDE d’Elée (544-450 AC), le temps est constitué par une succession d’états fixes, une succession d’instants. LUCRÈCE (9855 AC) explique que "[…] le temps n’existe pas par lui-même : c’est l’état des objets qui nous fait sentir ce qui s’est accompli dans le passé, ce qui est présent et ce qui va suivre […] ; nul n’éprouve la sensation du temps en lui-même, indépendamment du mouvement des corps et de leur repos". De nos jours, le cours du temps, ou la flèche du temps, sont des expressions familières. Etienne KLEIN insiste sur la nécessité de bien distinguer ces deux concepts. Pour lui "le cours du temps désigne le fait que le temps passe, qu’en passant il produit de la durée et seulement de la durée, bref qu’il engendre la simple succession des événements ; la flèche du temps renvoie à la possibilité qu’ont les choses de devenir, c’est-à-dire de connaître au cours du temps des changements parfois irréversibles".

DUALITÉ DU TEMPS : TEMPS-DURÉE ET TEMPS-INSTANT Le temps est une grandeur complexe. Il englobe la simultanéité, la succession et la durée. Un des aspect du temps : le "temps-durée", est une grandeur réellement mesurable. L’autre aspect du temps le "temps-instant", est une grandeur seulement repérable. Il est toutefois difficile de séparer pratiquement les deux aspects,

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puisque pour mesurer une durée, il est nécessaire de définir deux instants : un instant début et un instant fin.

COMMENCEMENT DU TEMPS Depuis l’Antiquité les philosophes s’interrogent pour savoir si le temps est éternel, s’il préexiste à la matière, ou s’il commence en même temps que la matière. Les tablettes babyloniennes, reprenant les mythes sumériens, indiquent que le dieu MARDUK organisa le monde et fixa le temps. La physique quantique nous suggère que la perception du temps commence au moment où les lois physiques qui régissent l’Univers commencent à s’appliquer, et ces lois physiques ne dépendent pas du temps. D’après Etienne KLEIN, le temps est en effet "insécablement lié à l’espace, associé à l’énergie, ancré dans la matière". Le moment ("Big Bang") où les lois physiques commencent à être applicables, se situe, dans l’état actuel de la Science, vers 13,7 Ga (Giga-années = 109 années). D’après Stephen HAWKING, depuis ce moment, la "flèche du temps" se traduit par une augmentation continuelle de l’entropie, donc du désordre, dans l’Univers.

APPRÉHENSION DU TEMPS Pour appréhender une notion, une double démarche, analytique et synthétique, est nécessaire. Un phénomène doit être analysé donc observé, mesuré sous forme de valeurs discrètes, puis synthétisé sous forme d’un système continu. Si le phénomène apparaît de manière continue, il est nécessaire de le discrétiser pour l’étudier ; s’il est reconnu de manière discrète, il est nécessaire de l’intégrer pour le comprendre. Le temps est un phénomène continu. La première approche consiste donc à discrétiser le phénomène temps, c’est-à-dire à le mesurer. C’est certainement très précocement au cours de leur évolution, sans doute dès le Paléolithique, que des hommes ont entrepris de mesurer le temps. Ils l’ont fait grâce à la prise de conscience de l’alternance jour - nuit et des phases de la Lune. Ce n’est pas un hasard si nombre de calendriers, primitifs ou non, sont lunaires. La plus ancienne trace d’éphéméride est constituée par un os d’aigle, daté de près de 18 000 ans, qui est gravé de marques interprétées comme un calendrier lunaire. L’homme a cependant dû prendre rapidement conscience d’autres subdivisions possibles, comme celle des alternances saisonnières, en particulier après avoir peuplé des latitudes plus hautes que les régions intertropicales. Ainsi, par exemple, l’un des plus anciens calendriers, le calendrier égyptien, était fondé sur le décompte des Lunes séparant deux crues successives du Nil. L’année de 12 mois lunaires compte 354 jours ; il manque donc 11 jours pour compléter l’année solaire ; ce qui introduisit rapidement un décalage pour la date de la crue du Nil, réglée par le rythme saisonnier, donc par le Soleil. Il a donc été très vite nécessaire de réformer le calendrier, en adoptant un vrai calendrier solaire. Cette réforme est intervenue dès le 3e millénaire AC, sous le Pharaon KHÉOPS (2538-2516 AC). En Mésopotamie, à peu près à la même époque, on a rajouté périodiquement des jours à certains mois lunaires.

INTRODUCTION

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Cela montre que très tôt, dès l’aube du 4e millénaire AC, et sans doute bien avant, mais les traces écrites nous manquent, l’observation des astres par des mages, sumériens, égyptiens, et autres, avait permis de définir le cycle solaire annuel. Ainsi, dès le début du 4e millénaire AC, l’homme avait entrepris de discrétiser le phénomène temps. Il a commencé à tenir une chronologie. Immédiatement il s’est posé deux questions : "avant" et "au début" ; questions auxquelles il n’a pas pu répondre faute de disposer d’un enregistrement. D’où toute une série de mythes de création et de chronologies mythiques, fondées sur des traditions orales, qui caractérisent toutes les anciennes civilisations : les royaumes pré-dynastiques égyptiens, les héros pré-diluviens sumériens ou indiens, les dynasties mythiques chinoises, les ancêtres bibliques ainsi que les différentes "genèses" (biblique, d’HÉSIODE…).

L’ENREGISTREUR DU TEMPS Pour pouvoir dater cet "avant" et éventuellement accéder "au début", il fallait disposer d’enregistrements, et donc identifier un support enregistreur. C’est Nicolas STENON (1638-1686), anatomiste danois alors au service du Duc de Toscane, qui a compris que les roches étaient ce support enregistreur [De Solido, publié en 1669].

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Quand se lèvent les Pléiades commence la moisson et sème quand elles se couchent. HÉSIODE

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

1.1 - DÉFINITION STENON (1669) observe des séries sédimentaires du Tertiaire de Toscane. Il en tire une loi très simple : un lit sédimentaire est plus jeune que celui qu'il recouvre, et plus vieux que celui qui le recouvre. Dans un ensemble de lits sédimentaires, les lits se succèdent dans le temps, les plus récents reposant sur les plus anciens. Ce faisant il énonce le principe fondamental de la stratigraphie : "Quant à la position des couches, on pourra regarder comme certaines les propositions suivantes : Au moment où se formait une couche quelconque, il existait sous cette couche un autre corps qui empêchait la descente ultérieure de la matière pulvérulente, et par conséquent où se formait la couche la plus inférieure, il existait en dessous d’elle un autre corps solide, ou bien un fluide différent par sa nature du fluide supérieur, et d’une pesanteur spécifique plus grande que celle du sédiment du même fluide supérieur. A l’époque où se formait une des couches supérieures, la couche inférieure avait déjà acquis une consistance solide." [traduction L. ELIE DE BEAUMONT] Ce principe est défini à l’échelle de l’affleurement, quelques mètres à quelques dizaines de mètres (Fig. 1.1). a

b

Fig. 1.1 - Principe de superposition à l’échelle de l’affleurement a - Talus entaillé dans les "schistes et calcaires de Nehou" (région de Carteret, au sud de Cherbourg, Normandie) ; la série du Dévonien inférieur (419-407 Ma) est constituée de l’alternance de bancs de grès calcaires et de pélites. b - Gabbros lités du Wadi Haylayn (ophiolite d’Oman, 85 Ma).

10 cm

10 cm

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I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Il implique que le matériel constitutif des couches ait subi un processus de dépôt, un processus gravitaire. C’est généralement un dépôt de particules sédimentaires, comme illustré sur la Fig. 1.1a qui montre une superposition de couches, épaisses d’une dizaine de centimètres, constituées de grès calcaires et de pélites. Il peut s’agir aussi de l’accumulation de cristaux dans une séquence de cumulats gabbroïques (Fig. 1.1b). Ce principe est valable quelle que soit l’échelle d’observation, depuis celle du paysage, comme le montre un panorama de Chartreuse (Fig. 1.2), jusqu’à celle du microscope (Fig. 1.3).

Fig. 1.2 - Principe de superposition à l’échelle du paysage : panorama de Chartreuse (Isère) La Chartreuse est vue de l’est, depuis les balcons de Belledonne. En montant depuis la vallée du Grésivaudan (alt. 250 m), on observe un premier escarpement calcaire, qui supporte le plateau de SaintHilaire-du-Touvet (alt. 1000 m ; il s’agit de la "barre tithonique" (152-145 Ma). Au-dessus se développe, jusque vers 1700 m, un talus constitué de séries marno-calcaires plus tendres du Crétacé inférieur "talus néocomien" (145-131 Ma), plus ou moins recouvert d’éboulis provenant de l’escarpement supérieur. Celui-ci, qui forme la Dent de Crolles (alt. 2026 m), est constitué par la "barre urgonienne" (131-113 Ma) [photo J.P. BOUILLIN].

Fig. 1.3 - Principe de superposition à l’échelle de l’échantillon : lame mince de "schistes et calcaires de Nehou" Observation microscopique d’une lame mince taillée dans un échantillon situé à peu près au milieu de la coupe de la figure 1.1a. On observe le contact entre la base d’un banc de grès calcaire, assez riche en quartz avec un granoclassement des grains, et le sommet du banc pélitique sous-jacent beaucoup plus riche en argiles et où les quartz sont très fins. Observation en lumière polarisée non-analysée (LPNA).

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

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La mise en application du principe de superposition à des fins de datation implique d’avoir la certitude que les couches ont conservé leur géométrie initiale. Travaillant en Toscane où les couches ont été déformées lors de la genèse de l’Apennin, STENON a eu conscience de ce problème : "A l’époque où se formait une couche […], sa surface supérieure était parallèle à l’horizon (horizontale) […] ; les couches qui sont perpendiculaires ou inclinées à (sur) l’horizon, lui ont été parallèles à une autre époque." [traduction L. ELIE DE BEAUMONT]

1.2 - CONTRÔLE DE LA RÉGULARITÉ DE LA SUCCESSION 1.2.1 - COUCHES PLISSÉES ET COUCHES RENVERSÉES Lorsque les couches sont simplement basculées, il est évident qu’elles ont été déformées, et leur succession peut, en général, être facilement reconnue. Ainsi en est-il de l’exemple du Monte Capodarso en Sicile centrale, où les couches du Néogène sont inclinées d’une quinzaine de degrés vers l’est - sud-est (Fig. 1.4).

Fig. 1.4 - Couches inclinées au Monte Capodarso (Sicile) Le Monte Capodarso (795 m) est situé en Sicile centrale au nord de Caltanissetta. Il est vu ici depuis le sud - sud-ouest. La série observée va du Tortonien (11,6 Ma) au Quaternaire (1,5 Ma). Le néo-stratotype du Messinien (7,25-5,33 Ma) y est situé (zone marquée Tr-Cs, en bas à droite de l’image). Le talus sombre à la base de l’image est constitué de marnes du Tortonien (To) et des marnes à diatomées (Tripoli = Tr) de la base du Messinien ; la première falaise est constituée par les calcaires solfifères (Cs) et des gypses, on y exploitait une mine de soufre. Au-dessus la falaise blanche est constituée par des craies (nom local "trubi") du Pliocène inférieur (Pi = 5,33-3,6 Ma). Le second talus est fait de marnes bleues du Pliocène moyen-supérieur (Pms = 3,6-2,6 Ma). La falaise sommitale est constituée de grès calcaires jaunes du Quaternaire inférieur (PQ = 2,6-0,8 Ma) ; noter que cette falaise est constituée de trois barres gréso-calcaires successives qui s’amincissent en direction du sud - sud-est (système progradant, voir Chap. 4, p. 74).

Les difficultés surgissent lorsque les séries déformées sont plus ou moins horizontales. C’est le cas lorsqu’existent des plis couchés. Le flanc inverse montre une séquence renversée. Lorsque les charnières sont visibles (Fig. 1.5 et 1.6), il est

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I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

possible de différencier la séquence normale et la séquence renversée ; la confusion entre les deux flancs peut donc être évitée ; mais il faut imaginer ce qui se passerait si l’on était amené à interpréter un forage (diamètre 7 cm) passant au milieu de l’affleurement de la Roche Torse (Fig. 1.6a) sans avoir connaissance du paysage. W

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Fig. 1.5 - Couches plissées panorama de la Croix-des-Têtes (Savoie) La Croix-des-Têtes (2594 m), qui domine Saint-Jean-de-Maurienne, est vue depuis la terrasse de Montricher. Les séries du Trias et du Jurassique de la zone sub-briançonnaise forment une série de plis couchés déversés vers l’ouest, charriés sur le flysch tertiaire (Ft), et supportant les nappes briançonnaises. Subbriançonnais : t = Trias, l = Lias, jm = Jurassique moyen, co = Callovo-Oxfordien ; Briançonnais : h = Carbonifère, t = Trias [photo M. TARDY].

Lorsque les charnières ne sont pas visibles, cas de plis isoclinaux dans des séries de flysch par exemple (Fig. 1.6b), il est impératif de rechercher attentivement des critères de polarité sédimentologiques ou tectoniques. SSW

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E

b Fig. 1.6 - Plis isoclinaux

a - La Roche Torse est vue depuis Chamousset (Savoie) en regardant vers le nord ; elle est constituée de calcaires tithoniques (152-145 Ma) [photo M. TARDY]. b - Le flysch des Aiguilles d’Arve (45-28 Ma) est observé ici en montant au col du Galibier (Hautes-Alpes). Il est constitué de turbidites gréseuses déformées en plis isoclinaux dont certaines charnières sont visibles au milieu de l’image.

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

15

1.2.2 - CRITÈRES DE POLARITÉ Il existe différents types de moyens de savoir si la séquence observée est bien à l’endroit ou au contraire à l’envers. Comme ils permettent de reconnaître la polarité des séquences rocheuses, on les nomme critères de polarité. Certains de ces critères correspondent à des traces d’activité à la surface du sédiment : rides de courant (Fig. 1.7), traces de dessication (Fig. 1.8), traces d’activité biologique (Fig. 1.9 et 1.10) ; ils caractérisent le haut des bancs.

Fig. 1.7 - Rides de courant : "ripple marks" dans le Trias (235 Ma) des lacs Besson (L’Alpe-d’Huez, Isère) Des rides d’ondes stationnaires ("ripple marks" ) se forment à la surface limite de deux fluides en mouvement (sable mouillé et eau). Il est parfois difficile de distinguer entre les rides (surface supérieure) et leur moulage par le lit sus-jacent (surface inférieure).

a

b Fig. 1.8 - Traces mécaniques dans le Cambrien du Colorado

Groupe Uncomphagre, Cambrien supérieur (497-485 Ma) de la région de Durango (Colorado, USA) ; les sédiments se sont déposés dans un environnement soumis périodiquement au dessèchement. a - Les fentes de retrait et la forme concave caractérisent le sommet des bancs. b - Les traces de trémies de sel en creux à droite de la photo caractérisent aussi le haut du banc ; les traces en relief à gauche de la photo caractérisent le moulage du creux par le banc supérieur et donc la base du banc.

16

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Fig. 1.9 - Pistes dans le Cambrien de Normandie

5 cm

a

Schistes du Pont-de-la-Mousse (Cambrien de la vallée de l’Orne, Calvados, Normandie, 541-485 Ma). Des organismes au corps mou (vers ?) en quête de nourriture se sont déplacés à la surface de la vase laissant des traces en creux qui indiquent le sommet du banc.

b

4 cm

2 cm

Fig. 1.10 - Traces de pas d’oiseau a - Eocène supérieur - Oligocène de la vallée de l’Indus (Ladakh, Inde) (41-23 Ma) ; un oiseau proche des Courlis a laissé une empreinte dans la vase humide : vue du dessus d’un banc [photo T. VAN HAVER]. b - Molasse marine de Barles (Aquitano-Burdigalien, vers 20 Ma), moulage des traces d’un Pluvier : vue du dessous d’un banc [photo Réserve Géologique de Haute-Provence].

D’autres figures caractérisent les bases des bancs ; il s’agit en général de moulages par le sédiment sus-jacent d’empreintes en creux du sommet du lit sous-jacent. Ainsi toutes les marques figurées ci-dessus (rides de courant, traces d’activité biologique ou traces mécaniques) sont susceptibles d’être remplies par un sédiment postérieur, et peuvent être conservées en relief à la base du banc supérieur. C’est le cas des trémies en relief (voir Fig. 1.8a). Ce cas se rencontre très souvent dans les séries de flysch, où les empreintes en relief de marques de courant sont fréquentes à la base des turbidites (Fig. 1.11). D’autres critères de polarité résultent des conditions de mise en place du sédiment, conditions qui déterminent sa structure interne. Des exemples classiques sont représentés par l’organisation séquentielle et le granoclassement des turbidites et contourites (Fig. 1.12, 1.13 et 1.14), ou la forme des pillows de roches volcaniques (Fig. 1.15).

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

17

Fig. 1.11 - Marques de courant dans le flysch permien de Sicile Les courants affouillent les sédiments fins laissant des marques en creux ; celles-ci peuvent être moulées par le sédiment mis en place par la suite. Ceci est très fréquent dans les séquences turbiditiques. Les marques en relief indiquent donc que l’on observe la base de la série (Permien de Lercara Friddi, Sicile, 265 Ma). Séquence de BOUMA

Séquence de LOWE

Contourite

Base érosive Te Hémipélagites Td Silt à lamines parallèles

Tc Rides de courant

Tc Rides de courant

Figures d’échappement d’eau

Argilo-silteux Silto-argileux “mottled”

0,10 à 0,25 m

Tb Lamines parallèles

Argileux

Silto-sableux

1à5m

0,05 à 1 m

Base érosive Te Hémipélagites Td Silt à lamines parallèles

Silto-argileux

Argilo-silteux

Ta Sable à granoclassement normal

Base érosive Te Hémipélagites

Silto-argileux “mottled”

Granoclassement inverse

Argileux

Base érosive Te Hémipélagites

Fig. 1.12 - Organisation en séquences : séquence de BOUMA, séquence de LOWE, contourite Les séquences de BOUMA et de LOWE caractérisent des sédiments mis en place très rapidement (en général en quelques heures) par des courants gravitaires, très denses dans le cas des séquences de LOWE. Les contourites sont mises en place par des courants relativement lents (25 cm/s) mais continus qui longent la base du talus continental.

Fig. 1.13 - Séquence de BOUMA dans le flysch jurassique des nappes Hawasina (Oman) Les flyschs sont formés d'empilements de turbidites, elles-mêmes constituées de séquences de BOUMA plus ou moins complètes, parfois de séquences de LOWE. Les séquences détritiques, qui constituent le flysch jurassique (vers 185 Ma) des nappes Hawasina (Oman), se sont déposées au pied de la marge arabe de la Téthys, et ont été ensuite charriées avec les ophiolites sur la plate-forme arabe (Ta-Td = subdivisions de la séquence de BOUMA, voir Fig. 1.12).

18

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Fig. 1.14 - Turbidites du Plio-Quaternaire tyrrhénien Campagne ODP (Ocean Drilling Program) 107 en mer Tyrrhénienne, forage 651, carotte n° 36 à 329 m sous le fond (3589 m). La carotte longue de 8,50 m a été coupée en tronçons de 1,50 m disposés côte à côte et numérotés du haut vers le bas ; chaque tronçon a ensuite été coupé en deux dans la longueur pour en permettre l’étude et l’échantillonnage ; une moitié demeure indemne de tout prélèvement et est conservée comme témoin ; CC désigne la partie de sédiment restée dans le couteau ("core catcher" ). Cette carotte montre des lits sombres constitués de matériel détritique granoclassé d’origine volcanique (turbidites volcaniclastiques) ; les lits plus clairs sont faits de vases calcaires à coccolites (hémipélagites) du Pleistocène inférieur (1,8 Ma).

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

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Fig. 1.15 - Critères de polarité dans les laves : pillow-lavas Pillow-lavas basaltiques du Wadi Al Jizzi (85 Ma, ophiolite d’Oman). Lors de leur mise en place, les pillows se moulent les uns sur les autres. Le résultat donne des objets dissymétriques avec une face supérieure convexe et des faces inférieures concaves.

Ces formations sont caractérisées par une succession de lits élémentaires organisés selon un rythme constant qui permet de reconnaître la base et le sommet des séquences. Ces roches sont très souvent impliquées dans des zones de déformations intenses (voir Fig. 1.6b) ; c’est pourquoi, la reconnaissance de la polarité des séquences est une aide précieuse au déchiffrement de la structure. Certains critères sont liés à l’évolution diagénétique du sédiment. Ainsi lorsque la sédimentation est calme, les objets tombés sur le fond peuvent servir d’écran au sédiment empêchant que celui-ci ne se dépose à l’intérieur de certains emplacements abrités (Fig. 1.16). Fig. 1.16 - Bulles de calcite a - Le sédiment ne s’est pas déposé sous les petites coquilles de Lamellibranches pélagiques (Daonella) du Trias supérieur (228-209 Ma) (Sosio, Sicile). b - Le sédiment n’a pas pénétré dans la partie la plus interne des coquilles d’Ammonites du Lias (191-174 Ma) de Lombardie. Lors de la diagenèse, une calcite limpide a précipité dans les espaces vides. Sur l’image de gauche, la série est à l’endroit ; sur celle de droite, elle est à l’envers.

a

b

[photographies de lames minces (LPNA) d’après AGIP Mineraria, 1959, 1988]

Certains minéraux cristallisent à partir de leur solution-mère selon des orientations précises, c’est en particulier le cas du gypse qui cristallise dans les lagunes en formant des macles en Fer de Lance. Celles-ci proviennent du développement simultané de deux cristaux à partir d’un même germe. Ceci conduit à ce que l’arête commune se situe à la base du banc (Fig. 1.17). Le sommet du banc apparaît donc hérissé par les arêtes libres. Cette caractéristique constitue la règle de MOTTURA.

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I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Fig. 1.17 - Cristallisation de gypse Messinien supérieur (vers 5,5 Ma) d’Eraclea Minoa (Sicile)

Certains organismes présentent une dissymétrie de structure qui permet de reconnaître la polarité d’une série, à la condition que l’organisme en question soit demeuré en position de vie. C’est souvent le cas des organismes fixés : Spongiaires, Polypiers, Rudistes, Richthofenia… La figure 1.18 illustre le cas d’un Rudiste (voir aussi Fig. 7.21). Vue de dessus

b

a

Vue de dessous

Fig. 1.18 - Critères de polarité : section de Rudiste Crétacé supérieur (vers 85 Ma) de la montagne des Cornes (Rennes-le-Château, Aude) a - Vue de l’organisme fossilisé en position de vie, montrant les sillons dans lesquels s’engageaient les dents de la valve supérieure. b - Schémas de la section vue du dessus (en haut : série normale) et vue du dessous (en bas : série renversée).

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

21

Il existe également des critères tectoniques, comme les relations stratigraphie - schistosité, qui sont symétriques de part et d’autres de la charnière de pli (Fig. 1.19 et 1.20), ou le déversement des plis mineurs, qui est conforme dans le flanc normal (symétrie en S), et contraire dans le flanc inverse (symétrie en Z) (Fig. 1.19) ; mais là encore il peut exister des exceptions apparentes ; c’est le cas, en particulier, lorsqu’existent des plis à tête plongeante (Fig. 1.21). Pli de l'Armentier

Plis en S

S0 stratification normale

S1 schistosité

Pli du Zanskar

Plis en Z

S0 stratification inverse

Fig. 1.19 - Critères de polarité tectonique : intersection stratigraphie - schistosité Schéma de pli synschisteux : relations stratification - schistosité et plis mineurs en S et en Z

a

b

Fig. 1.20 - Critères de polarité tectonique : intersection stratigraphie - schistosité : exemples Plis synschisteux : a - Synclinal couché dans les séries du Trias du Zanskar (Himalaya du Ladakh, Inde, vers 210 Ma), noter la charnière épaissie dans le lit calcaire et l’éventail de schistosité ; b - Anticlinal couché de l’Armentier dans le Lias (190 Ma) de Bourg-d’Oisans (Isère).

22

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE S0 S0 +

N 1 km 0

+

+

+

S

S1

S0

+

Dévonien Ordovicien

S1

Cambrien

0

5

Gneiss

km

Fig. 1.21 - Critères de polarité tectonique : cas de tête plongeante Coupe des nappes du versant sud de la Montagne noire (Aude) ; ce versant est constitué par une pile de nappes plongeant vers le sud : relations stratification (en noir : S0) - schistosité (en gris : S1) dans les têtes plongeantes au centre du massif ; + = contact de charriage [d’après F. ARTHAUD, 1970].

1.2.3 - SUPERPOSITIONS TECTONIQUES : SURFACES DE CHARRIAGE ET DÉTACHEMENTS Un autre risque de confusion est lié à la présence de surfaces tectoniques : chevauchement, charriage ou détachement tectonique. Il est fréquent qu’une unité charriée présente une séquence plus ancienne que le substratum autochtone qu’elle recouvre. Un exemple célèbre d’erreur provient de Toscane. La structure tectonique de cette province est complexe. La série est répétée. Schématiquement, il existe une unité supérieure non-métamorphique constituant la nappe toscane, et une unité inférieure métamorphique dite "autochtone toscan" (Fig. 1.22). SW

NE

Costa Pulita

1000 m

M. Alto

Pruno

+

500

+

N

Verrucano

Marbre de Carrare

Schistes paléozoïques

Grezzoni

+

“Autochtone” toscan

T

Fornovalasco

+ Schistes Crétacé-Tertiaire “Pseudo-Macigno”

+

Calcaire “Massicio” Calcaires bréchiques

Nappe toscane

Fig. 1.22 - Superpositions anormales : coupe géologique en Toscane La série stratigraphique est redoublée. A la base se trouve l’"autochtone toscan" métamorphique et au sommet la "nappe toscane" non-métamorphique. La séquence sédimentaire comporte à la base des schistes du Paléozoïque (495-300 Ma), surmontés de grès et conglomérats du Permien et du Trias inférieur (Verrucano, 260-247 Ma), puis de calcaires dolomitiques du Trias moyen-supérieur (241-209 Ma), de calcaires à faciès de plate-forme du Trias terminal - Lias inférieur (209-174 Ma), de séries pélagiques (calcaires pélagiques, radiolarites) du Jurassique moyen au Crétacé inférieur (174-100 Ma), de calcaires pélagiques crayeux (Scaglia) du Crétacé supérieur - Paléocène (100-56 Ma) et d’une série détritique (flysch) marno-gréseuse (Macigno, 40-15 Ma). Dans l’"autochtone toscan", tous ces niveaux sont très déformés et métamorphisés sous faciès schistes verts donnant à l’ensemble un aspect de massif schisteux avec des zones de quartzites (Verrucano) et des zones de marbre (Trias - Lias "marbre de Carrare"). N = fossiles de Nummulites ; T = fossiles du Trias ; + = contact de charriage [d’après B. LOTI, 1926 ; L. TREVISAN et L. TONGIORGI, 1958 ; L. CARMIGNANI et G. GIGLIA, 1975].

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

23

Les séquences sont fossilifères dans la nappe toscane, en particulier le Macigno montre des niveaux à Nummulites et Lépidocyclines de l’Eocène supérieur - Oligocène. Dans l’"autochtone toscan", la séquence est très déformée et métamorphisée sous faciès schistes verts ; l’ensemble apparaît donc comme un massif schisteux ; le Macigno lui-même est transformé en schistes métamorphiques, mais les Nummulites qu’il contient, dont le test est robuste, y sont assez bien conservées. Localement le contact entre les deux unités montre la superposition des calcaires triasiques de la nappe toscane sur le Macigno métamorphique à Nummulites, qui luimême repose sur une série très déformée, où l’on caractérise bien le Permo-Trias. Sans voir le contact tectonique majeur entre les deux unités, ou pire en niant son existence, les premiers explorateurs ont décrit des Nummulites intercalées entre le Permo-Trias inférieur et le Trias moyen. Or partout ailleurs dans le monde, les Nummulites étaient strictement cantonnées à l’Eocène - Oligocène (56-23 Ma), la Toscane avec des Nummulites prétendument âgées de 250 à 230 Ma constituait donc une exception remarquable. Une étude détaillée de la région, sans a priori, a permis d’en comprendre la structure, de corriger l’erreur et de rétablir la valeur de fossiles stratigraphiques des Nummulites (voir Fig. 7.25, p. 185).

1.2.4 - SILLS ET FILONS HORIZONTAUX Un autre cas de superposition trompeuse est fourni par l’existence de filons horizontaux parallèles aux couches (sills ou filons-couches). Dans le cas des sills magmatiques (Fig. 1.23), une observation soignée de réactions thermiques au contact avec l’encaissant (voir Fig. 2.6, p. 30), ou l’analyse des relations génétiques avec des filons sécants, permet en général de mettre en évidence leur nature tardive.

Fig. 1.23 - Sills et filons volcaniques au Sud-Tibet Du Crétacé supérieur à l’Eocène (100-50 Ma), le Sud du Tibet correspondait à une marge active de type andin. Un volcanisme important s’est mis en place. On observe ici, dans la région de Linzhu, des filons (teinte claire à cause de l’altération) les uns parallèles à la stratification (sills), et les autres obliques, traversant la formation continentale rouge de Takena (Crétacé supérieur, 90-70 Ma), après érosion des appareils volcaniques.

Le cas des filons-couches sédimentaires (Fig. 1.24) peut être plus délicat. Ainsi sur un affleurement du Jurassique de Sicile (Rocca Busambra) on observe, de bas en haut, la succession de calcaires blancs en bancs massifs, surmontés de calcaires varicolores (à dominante rouge) en lits minces, surmontés à leur tour par des calcaires blancs en bancs massifs, qui supportent une nouvelle séquence rouge. Les

24

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

calcaires blancs inférieurs montrent des faciès de plate-forme carbonatée indiquant un dépôt à très faible profondeur ; ils sont bien datés du Lias inférieur (201-174 Ma) par des faunes d’Ammonites, Brachiopodes, Gastéropodes et des Algues calcaires. Les calcaires rouges inférieurs et supérieurs montrent des caractères de dépôts profonds ; ils sont également datés par des Ammonites du Jurassique moyen-supérieur (174-145 Ma). Les calcaires blancs supérieurs montrent rigoureusement les mêmes faciès que les calcaires blancs inférieurs, en particulier ils présentent les mêmes Algues calcaires qui les datent du Lias inférieur. Il y a donc un problème ; la série est répétée sans pour autant que s’observent des traces de renversement ou de charriage. L’observation de détail de nombreuses coupes permet de mettre en évidence que les calcaires pélagiques rouges inférieurs se sont déposés à l’intérieur d’un système de cavités creusées dans les calcaires blancs. Ces cavités présentent une géométrie typique des réseaux karstiques ; ce qui implique que les calcaires blancs aient été soumis à un régime d’érosion par dissolution. On observe des phénomènes analogues de nos jours dans la plate-forme carbonatée des Bahamas. Comme c’est souvent le cas, la karstification a dégagé préférentiellement les joints entre les bancs, et ces joints évidés ont été remplis par les dépôts ultérieurs ; avec un peu d’attention, on peut retrouver des conduits karstiques obliques sur les bancs (Fig. 1.24b) provenant des calcaires rouges supérieurs. a

b

Fig. 1.24 - Filons sédimentaires à Rocca Busambra Rocca Busambra (1613 m) se situe à une dizaine de km au nord de Corleone en Sicile occidentale. a - Une carrière située à l’ouest du sommet montre sur une vingtaine de m d’épaisseur une alternance répétée de calcaires blancs du Lias inférieur - Trias supérieur (237-185 Ma) et de calcaires rouges du Jurassique inférieur à supérieur (180-145 Ma). b - Détail de l’image précédente montrant les calcaires rouges qui recoupent les calcaires blancs en formant un réseau complexe ; il s’agit du remplissage par les calcaires rouges d’un ancien réseau karstique creusé dans les calcaires blancs.

1.3 - DÉPÔTS NON-HORIZONTAUX Les dépôts en milieu aérien présentent très généralement une stratification originellement non-horizontale. Ceci tient au fait que le fluide transporteur, l’air sur Terre, présente une très faible portance. Les principaux dépôts de ce type sont représentés par les cônes volcaniques (Fig. 1.25), les éboulis (Fig. 1.26) et les dépôts éoliens (Fig. 1.27).

1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION

25

Ils constituent autant d’exceptions apparentes au principe énoncé par STENON, car lors du dépôt, la surface supérieure n’est pas horizontale, les couches se déposent obliquement et leur géométrie ne résulte pas d’un basculement ultérieur. En fait, il s’agit d’une pente d’équilibre de matériau non-consolidé ; elle est voisine de 30° pour du sable sec. Tout nouvel apport se traduit par un nouveau dépôt effectué en maintenant la pente d’équilibre, donc avec une pente naturelle de l’ordre de 30°.

Fig. 1.25 - Géométrie de dépôts de cône volcanique à Vulcano (Iles Eoliennes, Sicile) Image prise au rebord du "Gran Cratere" (voir Fig. 2.21) montrant les couches successives de dépôts pyroclastiques (cendres, lapilli, bombes) ; les niveaux gris supérieurs remontent à la dernière éruption (1888-1890).

Fig. 1.26 - Greize : éboulis consolidés de Saint Thibaud de Coux (Savoie) La falaise regarde vers l’est. Les greizes (ou groises) sont des éboulis consolidés (cimentés) hérités des périodes glaciaires ; le dépôt s’effectue selon la pente d’équilibre du matériau, voisine ici de 50°.

26

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

a

b Fig. 1.27 - Géométrie de dépôts dunaires actuels et fossiles a - Anciennes dunes de la formation Ichoa, Jurassique du Subandin de Bolivie, Rio Elvira [photo M.E. KUSIAK]. b - Une dune actuelle en Mauritanie ; elle montre un dispositif dissymétrique ; le versant au vent est en pente assez douce (15°) et le sable est tassé ; le versant sous le vent est plus raide (30°, pente d’équilibre du sable) et le sable est meuble. Le sable s’accumule en couches pentées de 15 à 30°. Les variations de direction du vent donnent lieu à des dunes entrecroisées.

Crediamo che la Natura ci parli con la poesia dei suoi fiori, o con le stelle del cielo (Nous croyons que la Nature nous parle avec la poésie de ses fleurs ou les étoiles du ciel)

Luigi PIRANDELLO

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION 2.1 - LE PRINCIPE DE RECOUPEMENT Une structure recoupée par une autre structure est plus ancienne que celle qui la recoupe. La définition a encore pour origine des observations à l’échelle de l’affleurement, comme le recoupement de bancs par des fractures. Ce principe s’applique également à toutes les échelles. Il s’agit en fait d’une généralisation du principe de superposition. On ne raisonne plus exclusivement sur les limites entre couches de terrain, mais sur tout type de surface limite.

2.1.1 - FRACTURES Des fractures qui affectent des couches sédimentaires, et les joints qui les séparent ne peuvent qu’être postérieurs au dépôt des couches (Fig. 2.1). NE

SW

Fig. 2.1 - Fractures en extension à Malte La série Oligocène à Pliocène (34,0-4,0 Ma) de Malte est recoupée par des failles en extension. La photo de Ras il Qarraba montre le décalage de la limite entre "Globigerina limestone" (23-13 Ma) clair en bas et "Blue Clay" (13-6 Ma). La faille principale (rejet 3 m) est accompagnée de failles mineures les unes conformes et les autres conjuguées.

10 m NE

SW

10 m

28

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Les systèmes de fractures peuvent eux-mêmes se recouper et permettre une chronologie des événements tectoniques (Fig. 2.2).

Fig. 2.2 - Microfractures dans les pouzzolanes du volcan de Lemptégy L’image montre les dépôts pyroclastiques du Puy-de-Lemptégy ("volcan à ciel ouvert" Puy-de-Dôme) affectés par une série de petites failles, illustrant doublement le principe de recoupement : lits recoupés par des failles et failles recouvertes par des lits. Les dépôts faillés sont datés à 30 400 ans, le dépôt supérieur de 8200 ans.

Une fracture peut avoir fonctionné à plusieurs reprises, parfois dans des régimes tectoniques différents, dont on peut alors reconstituer la succession (Fig. 2.3). Fig. 2.3 - Stries sur surface de faille Chypre

3

1

2

L’image montre les "Terres d’Ombre", sédiments océaniques du Crétacé supérieur (vers 90 Ma) de l’ophiolite de Chypre, affectées par une faille qui a fonctionné plusieurs fois. Le recoupement des stries permet de mettre en évidence un premier jeu en faille normale montré par des stries à fort plongement vers la gauche (1) qui sont recoupées par d’autres caractérisant un jeu en décrochement en deux temps : stries faiblement pentées à gauche (2), puis à droite (3).

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

29

2.1.2 - FILONS Le cas des filons est parmi les plus simples. Il existe de nombreux exemples de filons. Les filons de roches magmatiques recoupant une séquence sédimentaire (Fig. 1.22 et 2.4a) sont parmi les plus aisés à interpréter. Souvent, lors de la mise en place du filon, il existait une différence de température entre le filon chaud et son encaissant sédimentaire plus froid ; ce contraste thermique se traduit par des structures de cuisson (métamorphisme de contact) au niveau des sédiments et des structures de refroidissement à la bordure du filon (structures de trempe, "bordure figée") (Fig. 2.4b). a

b

30 cm

2m F

F

F

F

Fig. 2.4 - Filons a - Des calcaires de plate-forme (teintes claires) sont recoupés par des filons basaltiques sombres (Pachino, Sicile ; largeur des filons 30 cm) ; l’ensemble est d’âge maastrichtien (72 Ma). b - L’ophiolite du Chenaillet (Mongenèvre, Hautes-Alpes) correspond à une croûte océanique de dorsale lente mise en place vers 168 Ma ; sur cette image, un filon de basalte (épaisseur 40 cm) recoupe les gabbros déformés et métamorphisés.

Des filons de roches magmatiques peuvent aussi se mettre en place dans une séquence magmatique. Là encore existe assez souvent un contraste thermique entre le filon et son encaissant, entraînant l’existence de bordures figées au niveau du filon (Fig. 2.5). NW

SE

Fig. 2.5 - Filons du "Dyke complex" de l’ophiolite de Chypre Plusieurs générations de filons sont visibles. Les plus anciens (3) sont nettement plus altérés. Ils sont recoupés par les filons (2) dont on observe nettement les bordures figées. Ils sont à leur tour traversés par les filons (1) qui montrent aussi des bordures figées moins nettes [photo H. LAPIERRE].

1

3 2 Bordures figées

2m

30

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Le cas des filons de roches magmatiques mis en place horizontalement (sills) est plus délicat. Il est en effet parfois malaisé de distinguer un sill basaltique d’une coulée basaltique interstratifiée dans les sédiments, c’est-à-dire mise en place entre deux dépôts sédimentaires. L’observation d’une bordure figée au sommet du filon s’avère dès lors cruciale pour interpréter correctement la succession des faciès (Fig. 2.6).

Sill

Coulée

1 2 3

6 5 4

3 2

4 2

1

1

Fig. 2.6 - Schéma des relations entre sédiments et roches volcaniques Dans le cas d’un sill, des bordures figées (3) encadrent la masse volcanique, les sédiments (1) sont métamorphisés au contact du sill (2). Dans le cas d’une coulée, une bordure refroidie peut exister à la base et au sommet (4) ; les sédiments peuvent être métamorphisés à la base (2) ; les laves peuvent être remaniées au sommet (conglomérat (5)) ; en général la séquence sédimentaire supérieure (6) est différente de la séquence inférieure (1).

Il est fréquent d’observer des filons de quartz ou de calcite, voire d’autres minéraux (chlorite, épidote, minéralisations métallifères…), mis en place au sein de séquences sédimentaires, métamorphiques ou plutoniques. Dans le cas des séquences sédimentaires, on observe en général un net recoupement du matériel sédimentaire par les limites des filons et la chronologie est aisée à reconstituer (voir Fig. 2.4a). A noter qu’on observe très souvent plusieurs générations de filons successifs que l’on date les unes par rapport aux autres en observant les recoupements (Fig. 2.7).

3 Fig. 2.7 - Fentes de plusieurs générations

1 2 1 cm

Image prise dans le Lias moyen (vers 185 Ma) de Prégentil (Bourgd’Oisans, Isère). Au cours de la déformation alpine sont apparues des fentes qui ont été remplies par de la calcite. L’image montre trois générations successives de fentes et de remplissages calcitiques.

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

31

Le cas des filons sédimentaires, déjà évoqué plus haut (voir Fig. 1.23), nécessite l’observation soigneuse des contacts du filon et de son encaissant. On recherche des indices de dissolution, cas du remplissage de formes de dissolution karstique (Fig. 2.8), ou des traces de rupture (Fig. 2.9).

Fig. 2.8 - Karst de La Ciotat (Bouches-du-Rhône) Les calcaires du Crétacé inférieur de Provence (130 Ma) ont été émergés et karstifiés ; les cavités ont été remplies par des dépôts bauxitiques (125 Ma).

2m

Fig. 2.9 - Filons sédimentaires dans le socle

0,5 cm

L’image montre des micaschistes à disthène, traversés par de minces filonnets de marnes à Globigérines. L’échantillon a été prélevé en plongée avec le submersible Cyana (échantillon STC 11-10) à 1602 m de profondeur en explorant la marge sud de la mer Tyrrhénienne. Le socle paléozoïque de la marge africaine a été mis à nu et fracturé lors de l’ouverture du bassin tyrrhénien. Certaines fractures ont été remplies par des sédiments récents [d’après G. MASCLE et P. TRICART Eds, 2001].

2.1.3 - MASSIFS PLUTONIQUES INTRUSIFS (BATHOLITES) ET MÉTAMORPHIQUES Les granitoïdes constituent une part importante de la croûte continentale. On regroupe sous cette appellation un ensemble de roches incluant les granites vrais (au sens pétrologique) caractéristiques des chaînes de collision, et toutes les roches calc-alcalines à structure grenue des chaînes de subduction (syénites, grano-diorites, diorites quartziques…). Ces roches se mettent en place en profondeur (15 à 20 km), voire parfois plus superficiellement (vers 10, parfois 5 km) à l’intérieur d’autres roches. Dans le cas des ceintures calc-alcalines (Andes, Ladakh-Kangdese ou Sierra Nevada), il s’agit de corps plutoniques, successivement mis en place en se recoupant les uns les autres, pour former un ensemble plus ou moins continu sur plusieurs centaines ou milliers de kilomètres de longueur et quelques dizaines

32

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

de kilomètres de largeur. Les différences de composition minéralogique entre les diverses venues magmatiques permettent parfois de les différencier (Fig. 2.10). 70°30

70°00 Néogène Quaternaire

Taltal 25°30

PACIFIQUE

Tertiaire

Crétacé inf. sédimentaire

OCEAN

26°00

Crétacé sup. sédimentaire

Crétacé inf. volcano-sédimentaire Crétacé inf. plutonique 133-100 Ma Crétacé inf. plutonique 138 Ma

Chanaral El Salado

26°30

Jurassique moyen-sup. plutonique Jurassique moyen-sup. volcano-sédimentaire

Remolino Trias sup.-Lias volcano-sédimentaire Plutons liasiques 199-175 Ma

27°00 Caldera

Plutons triasiques 230-217 Ma Plutons permiens env. 282 Ma Copiapo

Substratum Dévonien-Carbonifère

27°30

Fig. 2.10 - Batholite du Chili Carte géologique du Nord du Chili [d’après J. GROCOTT et G. TAYLOR, 2002] Le batholite chilien est constitué d’arcs magmatiques successifs imbriqués, qui se recoupent les uns les autres. Ils sont datés grâce à leurs relations de recoupement, leurs relations avec les sédiments, et grâce aux méthodes radiochronologiques (voir Chap. 6).

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

33

La chronologie est souvent difficile à établir et demande de recourir aux méthodes de la géochronologie isotopique (voir Chap. 6). Il en est de même pour les ceintures de granites profonds des zones de collision (voir Fig. 4.32, p. 92). Dans le cas des granites mis en place plus superficiellement, on observe des massifs circonscrits, généralement de forme arrondie en carte, et de dimensions allant de quelques centaines de mètres à quelques dizaines de kilomètres : les batholites. Ces batholites recoupent à l’emporte-pièce les séquences sédimentaires ou métamorphiques qui les entourent. On observe au contact les traces d’un contraste thermique important entre le batholite et son encaissant sous forme d’une auréole de métamorphisme de contact, caractérisée par la présence de minéraux nouveaux (paragenèses) de hautes températures et basse pression (faciès cornéenne). L’auréole est d’autant plus large que le contraste thermique a été important et durable, donc que le batholite est plus volumineux (Fig. 2.11 © 1963, BRGM - www.brgm.fr).

Fig. 2.11 - Granite de Flamanville Extrait de la Carte géologique de France au 1/50 000 - Cherbourg (Manche) [M. GRAINDOR, BRGM, 1963] Le granite traverse la série sédimentaire paléozoïque (Cambrien à Dévonien inférieur, 541-393 Ma) qui est métamorphisée (faciès cornéenne) à son contact (hachuré vertical). Un mince placage de calcaires maastrichtiens (70 Ma) repose en discordance au sommet. Le granite s’est mis en place au Carbonifère (320 Ma, 650 °C). L1e = granite de Flamanville ; L3 = filons de microgranite ; x3b-a = flysch briovérien ; bP1 = Cambrien inf. volcano-sédimentaire ; ba = schistes verts, Cambrien (schistes du Pont-dela-Mousse, voir Fig. 1.10) ; s2 = grès armoricain, Ordovicien inf. ; s3 = schistes à Calymene, Ordovicien moyen ; s4b-a = schistes et grès de May, Ordovicien sup. - Silurien ; s5a = grès culminant, Silurien sup. ; d2b = schistes et calcaires de Nehou (voir Fig. 1.1 et 1.3), Dévonien inf. ; c5-7 = calcaires, Maastrichtien ; D = dunes ; Fz = alluvions récentes ; LP = limons de plateau ; M = terrasses marines.

34

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Dans le cas des séquences métamorphiques, l’étude des minéraux en équilibre (paragenèses à l’équilibre), permet de séparer ce qui est contemporain du métamorphisme et ce qui lui est postérieur (voir Fig. 4.33 et 4.34, p. 94).

2.1.4 - DISCORDANCES ET SURFACES D’ÉROSION La notion de discordance a été introduite par James HUTTON (1726-1795) qui avait remarqué des différences de géométrie entre un ensemble supérieur de couches horizontales et un ensemble inférieur de couches inclinées. La surface limite était globalement horizontale, parallèle à l’ensemble supérieur, et recoupait obliquement les lits de l’ensemble sous-jacent. L’interprétation était que les couches de l’ensemble inférieur s’étaient déposées à l’horizontale, puis avaient été basculées (déformation), puis érodées (donc émergées), et enfin recouvertes par de nouvelles couches (et donc ré-inondées). Une observation analogue avait d’ailleurs été effectuée par Giovanni ARDUINO (1759) en Italie (voir Fig. 8.1, p. 196). En généralisant, une discordance est donc une surface séparant deux ensembles caractérisés par des structures différentes (Fig. 2.12).

Fig. 2.12 - Discordance Les formations détritiques tertiaires (vers 40 Ma) de la vallée de l’Indus (Nimu, Ladakh) ont été déformées ; les plis ont été arasés et recouverts par des sédiments horizontaux, ici ceux d’une ancienne terrasse de l’Indus. Au premier plan la terrasse récente dans laquelle l’Indus s’est encaissé.

L’angle peut être assez important ; c’est le cas des discordances classiques, dites discordances angulaires en français ou disconformity en anglais (Fig. 2.13, 2.15, 2.16) ; c’était le cas de l’exemple défini par HUTTON. L’angle peut également être faible, en particulier au niveau de la charnière des plis droits ; on parle alors d’accordance. L’angle peut aussi être faible, pratiquement indécelable sur l’affleurement, dans le cas de basculement d’angle faible, mais d’ampleur régionale ; en français, on parle de discordance cartographique, car lisible à l’échelle de la carte (Fig. 2.14), et en anglais d’unconformity. Les discordances angulaires correspondent à des événements structuraux majeurs. Généralement elles représentent un laps de temps important. Ainsi la discordance de May-sur-Orne (Fig. 2.13) sépare des couches de l'Ordovicien supérieur (445 Ma) de couches du Lias moyen (185 Ma), caractérisant ici une déformation d’âge hercynien.

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

35

N

S Lias

Ordovicien

Fig. 2.13 - Discordance de May-sur-Orne L’image montre une vue ancienne de la carrière de May-sur-Orne, ouverte pour exploiter le minerai de fer de Normandie (Ordovicien moyen, vers 470 Ma). Cette carrière est désormais comblée et transformée en lotissement. A droite et au fond (sud et est), les grès de May rougeâtres (Ordovicien moyen-supérieur, 470-445 Ma) ont un pendage de 45° vers le nord ; au fond et à gauche, au nord, les calcaires jaunâtres du Lias moyen (185 Ma) sont horizontaux. La lacune est ici de près de 260 Ma.

Eocène

E

.

W

é tac

sup

Cré

Fig. 2.14 - Discordance d’Annot Dans la région d’Annot (Alpes-Maritimes), des calcaires à Nummulites de l'Eocène (vers 45 Ma) reposent avec un angle faible sur les calcaires lités du Crétacé supérieur (vers 85 Ma).

Un peu au sud du point précédent, au lieu-dit Rocreux, on peut observer une autre discordance (Fig. 2.15) qui sépare cette fois des couches du Cambrien (vers 540 Ma) plongeant vers le sud (60°) et du Précambrien vertical (Cadomien, environ 800 Ma), caractérisant une déformation d’âge précambrien (discordance cadomienne = panafricaine). Cette discordance de Rocreux n’est pas horizontale, elle plonge de 60° vers le sud ; elle est elle-même basculée.

36

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Ca

mb

rie

cam Pré

brie

n

n

Fig. 2.15 - Discordance basculée de Rocreux Au hameau de Rocreux, situé à une dizaine de kilomètres au sud de May-sur-Orne (Calvados), on observe (bas de l’image) des grès turbiditiques du Précambrien (vers 800 Ma) à pendage de 70° vers le sud, recouverts par des conglomérats du Cambrien (vers 540 Ma) à pendage de 25° vers le sud. La discordance de Rocreux (discordance cadomienne = panafricaine) est basculée vers le sud. Si on la remet à plat, dans la position où s’est déposé le Cambrien, le Précambrien a un pendage de 45° vers le sud, et les marques de courant montrent que la série est à l’envers. Le Cambrien s’est déposé sur une série précambrienne plissée en plis isoclinaux déversés au nord qui ont été érodés.

Entre May-sur-Orne et Rocreux, une carrière montre le dispositif suivant (Fig. 2.16) : au sommet des couches horizontales du Lias (185 Ma), en bas des couches verticales du Précambrien (environ 800 Ma). La discordance observée représente un hiatus énorme de plus de 600 Ma ; il s’agit en fait de la superposition des deux discordances de May-sur-Orne et de Rocreux. N

S Précambrien

Lias

Fig. 2.16 - Discordance de la Laize Dans la carrière de Roche-Blain, située entre Rocreux et May-sur-Orne, dans la vallée de la Laize, on observe les grès précambriens subverticaux, exploités pour le ballast, recouverts en discordance par les calcaires horizontaux du Lias moyen. Le hiatus est ici énorme : plus de 600 Ma. En fait il représente deux discordances (Rocreux et May).

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

37

Cet exemple nous permet de poser le problème de la datation des discordances. Pour dater une discordance, et donc l’événement structural qui en est à l’origine, il convient de rechercher régionalement le terrain déformé le plus jeune et le terrain discordant le plus vieux. Dans le cas particulier du Massif armoricain, d’où proviennent les exemples, une telle recherche conduira à observer que le Carbonifère inférieur (340 Ma) est déformé et que le Trias (245 Ma) ne l’est pas. Dans le détail, une surface de discordance n’est pas toujours rigoureusement plane ; dans ce cas, on parle de discordance de ravinement (Fig. 2.17). Le ravinement peut d’ailleurs ne pas impliquer de basculement des couches de l’ensemble inférieur ; en ce cas on observe, à l’échelle du détail, des zones à angle faible raccordées par des zones à angle fort. C’est le cas par exemple des filons sédimentaires rouges décrits plus haut (voir Fig. 1.23) qui se sont installés sur une surface de ravinement karstique.

Fig. 2.17 Discordance de ravinement Image prise près de Loja (Equateur)

Une série volcaniclastique éocène (vers 40 Ma) remplit les dépressions creusées dans un flysch crétacé (vers 80 Ma).

2m

Un cas important de discordance, qu’il n’est pas toujours aisé de mettre en évidence, est celui de la discordance qui signe la fin d’un processus de rupture de la croûte continentale (rifting) et le début d’une océanisation : discordance post-rift ou post break up unconformity. Ce type de structure caractérise la fin d’un processus d’amincissement de la croûte continentale. En général, un rifting dure une vingtaine de Ma ; il se manifeste par des failles courbes (listriques) qui engendrent une rotation de blocs basculés. L’importance du rifting, et donc le basculement des blocs et des couches qui se déposent pendant le rifting, décroît avec le temps. Donc au début du rifting, l’angle peut être important, alors qu’à la fin, il est faible, avec une quasi-accordance des dernières couches syn-rift et des premières couches postrift. Sans exagération verticale des profils, ce que permettent les enregistrements de sismique-réflexion, il peut être très difficile de localiser précisément la surface de discordance et donc de dater le début de l’océanisation (Fig. 2.18). Ce type de discordance, dénommé encore discordance progressive ou discordance en éventail, est caractéristique des dépôts contemporains d’un mouvement tectonique, qu’il s’agisse du fonctionnement de failles en extension, comme c’est le cas sur les marges ou qu’il s’agisse de la croissance de plis ou de chevauchements en régime compressif (voir Fig. 4.21, p. 82).

38

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE 654

W

E

PsQ PBI

Pi

Sel

Mess To

ft

-Ri

Pré

0

km

2

Fig. 2.18 - Marge de Sardaigne Profil sismique de la marge est de Sardaigne (versant tyrrhénien), le forage a permis de dater les séries. On observe la séquence syn-rift qui forme un dispositif en éventail (bleu : To = Tortonien (11,6-7,3 Ma) ; orange : Mess = Messinien (7,3-5,3 Ma) ; pourpre : sel = sel messinien). La "post break up unconformity" (PBI) se situe dans la base du Pliocène inférieur (jaune : Pi ; jaune pâle : Ps-Q = Pliocène sup. - Quaternaire) [d’après K. KASTENS, J. MASCLE et al., 1990].

2.1.5 - CRATÈRES ET CALDEIRA EMBOÎTÉS Les explosions, quelle que soit leur origine, créent des cratères. Dans le système solaire, les cratères naturels sont dus à des explosions internes ou à des impacts. Sur Terre, les cratères les plus fréquents sont les cratères volcaniques, résultats d’explosions de gaz chauds d’origine interne en relation avec des volcans (voir Fig. 2.21), ou parfois de gaz froids, donnant des volcans de boue (Fig. 2.19). Fig. 2.19 - Volcans de boue d’Aragona (Sicile)

20 cm

Les volcans de boue s’observent souvent dans les zones en convergence (Antilles, Caucase, Indonésie, Japon, Makran, ride méditerranéenne). Celui d’Aragona (près d’Agrigente, Sicile) est connu depuis l’Antiquité, mentionné par divers auteurs (PLATON, DIODORE, PLINE…). Le fluide qui s’échappe est constitué à 98 % par du méthane. La dernière éruption importante date de 1987. Les dynamiques éruptives sont tout à fait analogues à celles des volcans magmatiques mais très raccourcies dans le temps. Un petit cratère, comme celui qui est figuré, peut fonctionner entre quelques heures et quelques jours.

Dans le reste du système solaire, ce modèle est plus rare ; il est observé sur Mars, Venus et certains satellites (Io, satellite de Jupiter, Triton, satellite de Neptune). Les cratères d’impact sont beaucoup plus répandus sur tous les autres objets solides du système solaire tels que, la Lune (Fig. 2.20), mais aussi Mercure, Mars et les satellites des planètes géantes, ainsi que Pluton et tous les corps glacés trans-plutoniens, comètes et autres astéroïdes.

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

39

a

b

Fig. 2.20 - Cratères emboîtés sur la Lune Extraits de Der Mond, la Lune, Universumkarten 14/9000 [© Hallwag Kümmerly+Frey AG, CH 3322 Schönbühl, 1992]. a - Une portion centrale de la face visible. b - Une partie située au nord-ouest de la face cachée. Noter les cratères emboîtés (Campbell, Hipparchus) .

40

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Les cratères d’impact sont rares sur Terre. Cela ne signifie pas que la Terre ait été moins exposée au bombardement cosmique. Il y a deux causes principales expliquant la rareté relative des cratères d’impact sur Terre. D’une part, la présence de l’atmosphère dense induit un fort échauffement des objets qui la traversent, ce qui aboutit généralement à volatiliser les météorites (étoiles filantes), et donc peu atteignent le sol. D’autre part la dynamique externe, érosion et tectonique, détruit les traces d’impact. Malgré tout, on en reconnaît quelques-uns, tels Meteor Crater en Arizona (49 000 ans), Chixculub au Yucatan (65 Ma) ou Rochechouart (vers 214 Ma). Les images de cratères volcaniques, comme celui de Vulcano (Fig. 2.21), montrent souvent un dispositif complexe. Vulcanello 17e S. 102 m Vulcanello Faraglione

187 m M. Lentia

Vulcano primordial

Piano 180 AC M. Lentia Vulcano Fossa Projections M. Saraceno Obsidienne Sables Trachyte Leucotéphrite Caldera Cratere

293 m Gran Cratere 391 m La Fossa

113 000 à 99 000 ans Caldera de Piano

99 000 à 24 000 ans Caldera de La Fossa M. Lentia

M. Rosso 328 m M. Saraceno 481 m

Vulcano primordial

24 000 à 15 000 ans

Piano

M. Saraceno

M. Aria 500 m

15 000 à 6 000 ans 1 km Gran Cratere Vulcanello Depuis 6 000 ans

180 AC

Fig. 2.21 - Caldeira emboîtées de Vulcano Carte de Vulcano - Iles Eoliennes, Sicile [d’après G. CALANCHI et al., 1996] et évolution [d’après F. DE ASTIS et al., © 1997, American Geophysical Union]. Un premier système volcanique (Vulcano primordial) s’est édifié atteignant une altitude de près de 1000 m. Une explosion cataclysmique l’a ravagé, il y a environ 75 000 ans, créant la caldeira de Piano. L’activité a repris et s’est terminée par une nouvelle explosion cataclysmique, qui a emporté la moitié de l’île, il y a environ 24 000 ans, créant la caldeira de La Fossa. L’activité a repris donnant le volcan actuel et Vulcanello, apparu en 184 AC.

Sur Vulcano, on reconnaît un premier grand cratère (caldeira) dont les roches sont datées par géochronologie isotopique entre 135 000 et 75 000 ans. Cette caldeira (Piano) est due à une très violente explosion, qui a volatilisé un bon tiers de l’île, il y a environ 75 000 ans. Un nouveau volcan s’est installé sur les débris du précédent, et a donné lieu à son tour à une violente explosion qui en a emporté la moitié, voici 24 000 ans, donnant une deuxième caldeira (La Fossa). Un troisième volcan s’est alors installé : le volcan actuel qui se caractérise essentiellement par une dynamique explosive et montre un cratère double. On observe là un dispositif qui, à première

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

41

vue, est en contradiction avec le principe de superposition, puisque l’objet le plus récent apparaît géométriquement plus bas que ses prédécesseurs. Ce n’est qu’une apparence ; si l’on regarde en détail les superpositions des produits d’explosion, on constate bien que ceux du volcan actuel recouvrent les autres (voir Fig. 2.21). Le même type d’observation peut être effectué sur les cratères d’impact (voir Fig. 2.20). Les cratères qui sont recoupés par d’autres cratères sont plus anciens. On a pu ainsi établir une chronologie des cratères lunaires, dater certaines roches grâce aux échantillons des missions Apollo, et établir que la cratérisation avait évolué dans le temps : les impacts ont été très nombreux au début de l’existence de la Lune, donc aux premiers temps du système solaire, et ont décru en nombre avec le temps (voir Fig. 5.31, p. 126). On en déduit donc que les premiers temps du système solaire ont été caractérisés par un intense bombardement météoritique, et, en inversant le raisonnement, on peut considérer que, sur les corps solides du système solaire, les surfaces les plus cratérisées sont les plus anciennes.

2.1.6 - TERRASSES EMBOÎTÉES Les cours d’eau sont d’actifs agents de régularisation des paysages. En fonction de la vitesse et du régime d’écoulement (laminaire ou turbulent) selon lequel s’écoule l’eau, celle-ci est susceptible d’arracher et de déplacer des particules rocheuses. Elle a en outre la capacité de dissoudre certains éléments et de les transporter sous forme ionique. Lorsque la vitesse décroît, l’eau perd d’abord la possibilité d’arracher des particules solides, puis celle de les transporter. Entre sa source et son embouchure, un cours d’eau montre donc schématiquement trois tronçons successifs : une zone caractérisée par l’érosion, une zone caractérisée par le transport, une zone caractérisée par le dépôt (alluvionnement). Au premier ordre, les contrôles sont l’altitude de la source et celle de l’embouchure (niveau de base) et au deuxième ordre le débit. Il existe deux points caractéristiques qui séparent respectivement les domaines d’érosion et d’alluvionnement de celui du transport. La position de ces points dépend au premier ordre de l’altitude relative du niveau de base. En aval du point transport - alluvionnement, le cours d’eau dépose des alluvions constituant une terrasse alluviale. Avec le temps, le cours d’eau tend vers un profil d’équilibre, concave pour les cours d’eau pérennes, où toute l’énergie est consacrée à vaincre les forces de frottement sur le lit ; ceci se traduit par une remontée des points transport - alluvionnement, et transport - érosion, vers l’amont. Si le niveau de base s’abaisse, pour une raison quelconque (soulèvement tectonique, abaissement du niveau marin, rupture de barrage…), les points caractéristiques se déplacent vers l’aval du cours d’eau. Dans le cas du Rhin par exemple, le dernier mouvement quaternaire a entraîné leur déplacement sur plus de 200 km. Une zone qui se trouvait dans le domaine d’alluvionnement peut se trouver soumise à l’érosion ; le cours d’eau érode ses propres alluvions et s’encaisse à l’intérieur. On va donc trouver des alluvions perchées au-dessus du lit. Avec le temps, le cours d’eau tendra à régulariser son cours et le domaine en érosion pourra redevenir un domaine d’alluvionnement. Un mouvement dans l’autre sens (subsidence, barrage, transgression) aboutit à ce qu’une zone en érosion devienne une zone d’alluvionnement, et que s’édifie une nouvelle terrasse en contrebas de la précédente. On

42

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

aboutit à un dispositif de terrasses emboîtées, les plus jeunes se situant topographiquement plus bas que les plus anciennes (Fig. 2.12, 2.22 et 2.24).

a

T3 T2

T1

1 T3

T3 T2

T2 T1

T1

2 T5 T4 T3 T2

T1

3 b

WNW

ESE Fabron P3 m 150

Le Grimond P3

Accident du Var Mv

100 50 0

Mw

Mv

Le Var

Mw Mx

My

Mx1 Mx2 My Fz

100

Mx3 50 0

1 km

Surface P3

Accident du Var Terrasse Mv Terrasse Mw Terrasse Mx3 Terrasse Mx2 Terrasse Mx1 Terrasse My

Fz My Mx 1 Mx2 Mw Mv Mx3 P3

150 m

Fig. 2.22 - Schéma de terrasses emboîtées a - Modèle théorique montrant différents types de terrasses : (1) emboîtement de terrasses de comblement ; (2) terrasses d’abrasion symétriques (paires) ; (3) terrasses d’abrasion dissymétriques (impaires) [d’après B. DELCAILLAU, 2004]. b - Terrasses du Var [d’après Carte géologique de France au 1/50 000 Grasse-Cannes, G. DARDEAU et al., © 2013, BRGM - www.brgm.fr]. Ces terrasses sont décalées d’une rive à l’autre à cause du jeu d’une fracture masquée sous les alluvions actuelles ; l’analyse fine montre que la fracture a fonctionné surtout pendant la mise en place des terrasses Mx.

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

43

Fig. 2.23 - Exemple des terrasses de Lamayuru Le monastère de Lamayuru (Ladakh, Himalaya, XIIe siècle) est construit sur une terrasse lacustre (teinte claire) sur un fond de paysage de flysch du Trias (marge indienne de la Téthys, gris sombre à pendage fort vers l’ouest). Il y a environ 35 000 ans (14C), un glissement de terrain a barré la vallée en aval et un lac s’est installé, rapidement comblé par des sédiments clastiques riches en Diatomées. L’érosion a par la suite entamé le barrage (il y a environ 1000 ans), évacué une grande partie des sédiments lacustres et réincisé le flysch. Les terrasses fluviatiles actuelles, qui peuvent être iriguées, sont cultivées (premier plan à droite).

Ce dispositif, en apparente contradiction avec le principe de superposition, est extrêmement fréquent, en relation avec les nombreuses variations de niveaux de base enregistrées au Pliocène et au Quaternaire, à cause du glacio-eustatisme (Fig. 2.22b, 2.24 et 2.25). Altitude (m)

W

E

NW

Les Rlaines 500

La Blache Très haute terrasse

SE

Haute terrasse La Drôme

Basses terrasses

400 0

1

2

km

Fig. 2.24 - Terrasses de la Drôme [d’après G. BROCARD, 2003] Coupe transversale de la vallée de la Drôme au sud de Molières-Glandaz, Alpes méridionales

44

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE km 265

c uë dB

Col de la Freyssinouse

n Gra

260

Montmaur

h

La Faurie

Veynes

255

P Aspres

tB eti

h uë c

Buëch 1

Buëch 2 250

Quadrillage kilométrique Lambert III zone sud Vallum morainique 245

T7 (poudingue de Mison)

Buëch 3

T6 (plateau de la Silve) Serres

T5 T4

240

Lacustre Glacis T3 (Les Eygaux) T2 (Aspres-sur-Buëch)

235

T1 (La Bâtie-Montsaléon)

Eyguians

Site de datation

230 Laragne

225 Mison

220

870

875

880

885

890

km

Fig. 2.25 - Terrasses du Buëch [d’après G. BROCARD, 2003] Carte des surfaces des hautes et moyennes terrasses de la vallée du Buëch, Alpes méridionales

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

45

2.1.7 - COULÉES VOLCANIQUES ÉTAGÉES Une autre exception apparente au principe de superposition se rencontre dans les régions volcaniques où se sont mises en places des coulées de laves fluides, essentiellement des basaltes. Les basaltes émis par des volcans aériens s’écoulent dans les points bas ; les coulées basaltiques empruntent souvent le lit des cours d’eau (voir Fig. 2.27), entraînant parfois la formation de lacs (Fig. 2.26). Lorsque la coulée est refroidie, le cours d’eau reprend son érosion. Mais en raison de la résistance du basalte, l’érosion est souvent plus aisée de part et d’autre de l’ancien lit. Petit à petit, le basalte devient perché sur le flanc du talweg (voir Fig. 2.27b). S’il survient une nouvelle coulée, elle s’installera dans le nouveau lit en contrebas de la précédente. Si l’érosion est importante, on aboutit à une coulée perchée (phénomène d’inversion du relief) (Fig. 2.26). a

S

b 690 670 650 630 610 590 570 550 530 510 490 470

N La Serre

Cheyre-d'Aydat Saint-Saturnin La Monne

Ruisseau du Taux

1 km

Fig. 2.26 – Cheyre-d’Aydat et plateau de la Serre a - Carte géologique extraite de Volcanologie de la chaîne des Puys [P. BOIVIN et al., 2004]. b - Coupe nord-sud à travers le plateau de la Serre et la Cheyre-d’Aydat au niveau de Saint-Saturnin (Puy-deDôme). La Cheyre-d’Aydat résulte du refroidissement d’une coulée de basalte émise par les Puys de la Vache et de Lassolas, datée d’environ 9000 ans. Cette coulée a emprunté le lit de la Monne en barrant certains de ses affluents (lacs d’Aydat et de la Cassière). La Monne a continué à creuser son lit dans les granites altérés plus tendres ; l’encaissement atteint 20 m en 9000 ans. Le basalte de la Serre s’est mis en place antérieurement en empruntant une ancienne vallée. Comme dans le cas de la Monne, l’érosion s’est produite préférentiellement dans les roches plus tendres (Miocène), aboutissant à une inversion du relief. En extrapolant le taux d’encaissement on peut attribuer un âge d’au moins 100 000 ans à la coulée de la Serre ; en fait, elle est beaucoup plus ancienne (3,4 Ma), ce qui indique que le taux d’érosion actuel n’est pas représentatif à long terme.

46

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE a

b

Fig. 2.27 - Coulées volcaniques a - Une coulée basaltique a envahi les gorges de l’Allier, en amont de Monistrol-d’Allier. La rivière a creusé son nouveau lit dans les granites altérés plus tendres ; T = ancienne alluvion de l’Allier recouverte par la coulée prismée. b - Les deux coulées de Burzet ; une première coulée (environ 35 000 ans) a envahi la vallée de l’Ardèche (C1 visible à droite dans le talus de la route) ; la rivière a creusé son nouveau lit dans le substratum cristallin plus érodable ; une deuxième coulée (11 700 ans) a envahi ce nouveau lit (C2, cascade).

2.2 - LE PRINCIPE D’INCLUSION Un objet, inclus dans un autre, est plus ancien que celui qui le contient. Ce principe défini à l’échelle de l’affleurement (un galet dans un conglomérat) est aussi valable quelle que soit l’échelle d’observation, microscopique ou régionale. Il s’agit encore d’une extension du principe de superposition.

2.2.1 - CONGLOMÉRATS ET BRÈCHES Les conglomérats et les brèches sont des roches contenant des éléments rocheux. Il faut s’assurer que l’élément observé est bien un véritable objet inclus. Dans le cas des galets d’un conglomérat, il n’y a pas de doute (Fig. 2.28).

Fig. 2.28 - Conglomérat de la molasse subalpine

10 cm

Molasse Miocène (environ 15 Ma) du Pont de l’Oulle (La Monta, SaintEgrève, Isère). Les galets proviennent essentiellement du remaniement de séries subalpines (calcaires), quelques-uns cependant sont issus des zones internes (Briançonnais, ophiolites).

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION

47

Le seul risque de confusion pourrait provenir de concrétions en boules, comme des nodules de marcassite ; un examen de la nature pétrologique de l’objet permet de trancher. En ce qui concerne les brèches (conglomérats à éléments anguleux) plusieurs cas sont possibles. Lorsqu’il s’agit de brèches sédimentaires, résultant de la consolidation de sédiments très faiblement transportés (éboulis consolidés, greizes, voir Fig. 1.26), ou transportés emballés (moraines, tillites) (Fig. 2.29), le cas de figure est identique à celui des conglomérats ; les éléments de la brèche sont effectivement plus anciens que son ciment.

Fig. 2.29 - Tillite Tillite du Permien himalayen (formation Ganmachidan, 270 Ma), région de Lingti (vallée de Spiti, Himalaya) ; les tillites sont caractérisées par la présence d’éléments variés, anguleux, resédimentés qui ont été transportés dans la glace et libérés lorsque celle-ci a fondu ; le bassin peut être marin, c’était le cas ici, ou lacustre.

En revanche le cas des brèches tectoniques (brèche de faille, brèche hydraulique) (Fig. 2.30) constitue une exception apparente ; en ce cas le matériau constitutif des éléments préexiste bien à la bréchification.

Fig. 2.30 - Brèche de faille Brèche de friction sur la faille des lacs Besson (L'Alpe-d’Huez, Isère) vue en direction du nord. Il s’agit d’une faille normale d’âge liasique, contemporaine de la formation de la marge européenne de la Téthys ligure. La surface de faille sépare le socle hercynien à l’ouest (], à gauche) du Trias effondré à l’est (à droite sous l’herbe). La surface de faille est recouverte par un manteau de brèche (Br, épaisseur environ 30 cm), conséquence de la friction lors du fonctionnement de la faille [photo T. DUMONT].

48

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

2.2.2 - INCLUSIONS MAGMATIQUES Certaines roches volcaniques montrent parfois des inclusions. C’est souvent le cas de basaltes qui contiennent fréquemment des éléments de péridotites, et parfois d’autres matériaux comme des granites ou des roches sédimentaires. Ces éléments ont été arrachés à l’encaissant durant la remontée du magma ; ils sont entourés par une auréole (bordure réactionnelle) plus ou moins large. Celle-ci caractérise des réactions entre des matériaux en déséquilibre chimique, induites par la haute température du magma basaltique. Elle est d’autant plus large que le déséquilibre chimique était plus important (Fig. 2.31).

5 cm Fig. 2.31 - Inclusions dans un basalte Carrière de Ringue (Allègre, Haute-Loire) ; on observe des inclusions mantelliques (péridotite vert jaunâtre, longueur 8 cm) et crustales (granite folié gris pâle, grand axe 4 cm) dans le basalte du Mont-Bar (790 000 ans).

2.2.3 - MINÉRAUX A l’échelle des minéraux, les inclusions sont fréquentes. On observe des cristaux complètement inclus dans d’autres : zircon dans une biotite (Fig. 2.32), biotites incluses dans un grand cristal d’orthose. Ceci renseigne sur l’ordre de cristallisation ou sur les différentes étapes de croissance d’un même minéral (Fig. 2.33).

Biotite

Zircon

Auréole Fig. 2.32 - Principe d’inclusion à l’échelle du minéral

0,5 mm

Zircon inclus dans une biotite dans un gneiss panafricain (560 Ma) de Madagascar (Maevatanana). L’uranium contenu dans le zircon a endommagé le réseau cristallin de la biotite [photo J.E. MARTELAT].

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION Fig. 2.33 - Principe d’inclusion : minéraux inclus au Bric-Bouchet

49

1 cm

Méta-gabbro du Bric-Bouchet (Queyras, Hautes-Alpes). Il s’agit d’un fragment de la croûte océanique téthysienne (paléoocéan liguro-piémontais) qui a subi une subduction. On reconnaît les clinopyroxènes (couleur bronze) minéraux originels, entourés d’une couronne de glaucophane (bleu sombre), apparue lors de la subduction ; l’ensemble est recoupé par des fentes à chlorite-épidote (vert), qui sont apparues lors de la remontée du matériel [photo R. CIRIO].

Dans le cas des roches métamorphiques on obtient des informations sur l’évolution thermodynamique. Ainsi les méta-gabbros du Bric-Bouchet (Alpes du Queyras) montrent des cristaux de pyroxènes magmatiques entourés d’une auréole de glaucophane, elle-même entourée d’une auréole de hornblende - épidote (Fig. 2.34). Ceci montre que ce matériel, mis en place magmatiquement dans la lithosphère océanique téthysienne (pression 2 à 3 kbar, température 1200 °C), a été entraîné en subduction jusqu’à 40 à 45 km (pression 11 à 13 kbar, température 400 à 475 °C), puis est remonté vers 20 km (pression 5 kbar, température 350 °C), avant de finir par arriver en surface.

500 μm

0

100

200

300

400

500

600

T (°C) 700

Fig. 2.34 - Stades de croissance d’un minéral Différents stades de croissance d’une phengite alpine au cours d’une évolution thermique rétrograde sont caractérisés. Ils sont mis en évidence à travers les variations de composition chimique du minéral, et traduits ici en température de cristallisation, d’autant plus élevée que la teinte est plus chaude [image V. DE ANDRADE].

Un autre exemple, provenant du massif de Dora Maira, est illustré par la figure 4.34 (p. 94).

2.3 - LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION GÉNÉRALISÉ : PRINCIPE FONDAMENTAL DE LA STRATIGRAPHIE Il ne s’agit plus seulement de considérer une succession de couches de terrain comme dans la définition de STENON, ni même des généralisations que représentent les principes de recoupement et d’inclusion, mais bien de considérer une succession d’événement. Dans une succession d’événements, tout événement est

50

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

antérieur à celui qui l’affecte et postérieur à ceux qu’il affecte. C’est cette version généralisée du principe de superposition qui est la base du raisonnement géologique et qui représente donc le principe fondamental de la stratigraphie. Ce principe est indépendant des échelles ; il est valable quelle que soit celle-ci. A titre d’exemple, nous allons l’appliquer à la superposition d’événements structuraux. La figure 2.35 représente un affleurement du Cambrien du Nord-Ouest de la Sardaigne ; on y reconnaît des plis isoclinaux à charnière aiguë ; ces plis sont associés à une schistosité congénère ; on remarque que les plans axiaux de ces plis et cette schistosité sont pliés par des plis plus ouverts accompagnés eux-mêmes d’une schistosité plus fruste ; on met ainsi en évidence deux événements de déformation successifs.

Fig. 2.35 - Plis repliés (Sardaigne)

S0 S1

S2

Vue d’un affleurement du Cambrien (vers 500 Ma) du Nord-Ouest de la Sardaigne (région de la Nurra), dimension : environ 5 m2. Deux épisodes de déformation affectent ces alternances ; la première déformation est caractérisée par les plis isoclinaux et la schistosité principale (S1), la seconde a plié la schistosité S1 et les plans axiaux des plis isoclinaux et se marque par une seconde schistosité plus fruste (S2), S0 :stratification.

Un deuxième exemple provient de plis observés dans le Crétacé inférieur du Sub-Briançonnais ; ces plis portent des lignes non-parallèles à leur axe. Il s’agit d’une linéation (linéation enroulée), caractérisant l’intersection de deux surfaces : une schistosité et une autre surface, probablement la stratification. Ceci nous indique que la surface plissée observée n’est pas une stratification du Crétacé inférieur, mais bien une schistosité repliée (Fig. 2.36). Là encore, on met en évidence la superposition de deux événements structuraux. Fig. 2.36 - Linéation enroulée Vue de plis dans la région de l’Argentière-la-Bessée (Hautes-Alpes). Des plis isoclinaux affectent les séries du Crétacé inférieur subbriançonnais (145-139 Ma). On remarque sur ces plis des lignes enroulées (marquées par le crayon), nonparallèles à l’axe des plis. Il s’agit d’une linéation d’intersection. La surface plissée qui dessine les flancs de plis n’est donc pas la stratification mais une schistosité, qui trahit l’existence d’une première génération de plis isoclinaux synschisteux ; ceux-ci ont été repliés par un second épisode également isoclinal et synschisteux.

Notre époque ne peut contempler les siècles passés que si le raisonnement nous en révèle les traces. LUCRÈCE

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE La notion et l’énoncé de ce principe sont encore dus à STENON (1669), toujours à partir des observations dans les séries sédimentaires du Tertiaire de Toscane : "A l’époque où se formait une couche quelconque, elle a été circonscrite latéralement par un autre corps solide, ou bien elle a couvert le globe entier. De là, il résulte aussi que partout où l’on voit à découvert les tranches des couches, on doit, ou trouver leur continuation, ou découvrir un autre corps solide qui arrêta la matière de ces mêmes couches ou l’empêcha de s’étendre." [traduction L. ELIE DE BEAUMONT]

3.1 - CARACTÉRISATION DE LA CONTINUITÉ LATÉRALE Examinons un panorama de la bordure de l’Adrar de Mauritanie (Fig. 3.1).

Fig. 3.1 - Bordure nord-ouest de l’Adrar de Mauritanie La séquence sédimentaire du Précambrien supérieur - Cambro-Ordovicien (600-460 Ma) est vue de l’ouest depuis la piste de la passe d’Amogjar. On observe la continuité de la barre inférieure rocheuse, ainsi que celle d’une barre mince à mi-pente et la discontinuité de la barre supérieure, morcelée par l’érosion. Les taches plus claires (orangées) sont dues à des sables éoliens actuels. A noter que cette séquence du Précambrien supérieur - Paléozoïque inférieur se suit dans tout le Sahara, soit sur plusieurs milliers de kilomètres.

52

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

La structure est ici tabulaire. La séquence sédimentaire du Précambrien supérieur - Cambro-Ordovicien (600 à 460 Ma) est constituée d’une succession de formations résistantes (grès, quartzites, calcaires à Stromatolites), et de zones argilo-pélitiques plus tendres. L’érosion a dégagé de façon différentielle les roches dures qui forment des escarpements raides (barres), et les zones plus tendres qui forment des vires. A la base de la séquence, les barres sont continues tout au long du panorama ; en montant elles deviennent discontinues au-dessus d’un talus continu ; plus haut, les talus eux-mêmes sont discontinus. Cependant on peut prolonger par la pensée les barres comme les talus. Selon le principe de continuité latérale, un lit continu de la base représente un seul et même niveau, quelle que soit la verticale considérée. De même un lit discontinu représente aussi un même niveau qui était continu avant que l’érosion ne fasse son œuvre.

2 500 2 000 1 500 1 000 500

3 355 000

3 350 000

3 345 000

3 340 000

3 335 000

3 330 000

860 000

865 000

870 000

875 000

880 000

Outheran

3 325 000 885 000

+G Mt Granier U

+C

T Grand Som

Grande Sure Charmant Som Chamechaude U

Dent de Crolles

+C Néron St Eynard

+G U T Bastille

T : Barre tithonique U : Barre urgonienne +C : Chevauchement de Chartreuse centrale +G : Chevauchement de Chartreuse orientale

Fig. 3.2 - Le massif de la Chartreuse Bloc diagramme de la Chartreuse vue du sud - sud-est [réalisé par T. DUMONT]

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE

53

En domaine plissé, on peut également suivre la continuité de certains niveaux. Un modèle numérique de terrain de la Chartreuse observé depuis le sud - sud-est montre des séquences superposées apparaissant les unes continues et les autres discontinues (Fig. 3.2 ci-contre). En remontant depuis le fond de la vallée de l’Isère, on observe un premier ressaut rocheux bien continu du sud au nord, même s’il dessine des plis ; il s’agit de la corniche tithonique. Au-dessus vient un talus, correspondant à des niveaux plus argileux, plus érodables ; ce talus (Crétacé inférieur) est lui aussi assez continu, au moins dans sa partie inférieure, même si sa partie supérieure est parfois interrompue (col du Coq au pied de la Dent de Crolles). Plus haut existe une deuxième paroi rocheuse, la corniche urgonienne ; elle est continue entre la Dent de Crolles et le mont Granier. Mais entre Chamechaude et la Dent de Crolles existe un hiatus. Le principe de continuité latérale nous autorise à considérer qu’il devait exister une continuité entre Chamechaude et la Dent de Crolles, et également avec le Charmant Som, le Grand Som et le Néron constitués également de calcaires urgoniens. En se déplaçant un peu au sud, on peut observer la même succession en Vercors ; le principe nous autorise à envisager une continuité entre Chartreuse et Vercors, de part et d’autre de la cluse de l’Isère (Fig. 3.3 page suivante). Plus au nord, il en est de même, au niveau des cluses de Savoie (entre Chartreuse et Bauges), d’Annecy (entre Bauges et Bornes), et de la vallée de l’Arve (entre Bornes et Chablais). Néanmoins, ce principe n’est pas indépendant de l’échelle d’observation, à la différence du principe de superposition généralisé. En effet, une formation continue à l’échelle du paysage peut se révéler discontinue à l’échelle de l’affleurement. Ainsi un lit de grès est parfois constitué de sets obliques juxtaposés (stratifications obliques ou entrecroisées, voir Fig. 1.27, p. 26). De même une formation continue à l’échelle régionale peut se révéler discontinue à l’échelle du paysage comme cela apparaît à la base de l’escarpement de la Montagnette en Vercors (Fig. 3.4) ou du Monte Capodarso (voir Fig. 1.4, p. 13). Il n’y a donc pas de continuité latérale lithologique au niveau de chacun des biseaux calcaires, pas plus qu’il n’y en a au niveau de chacun des sets sableux des grès éoliens d’Ichoa (voir Fig. 1.27, p. 26). E

Sommet de Ranconnet

Séquence BA2 Calcaires bioclastiques

W Limite BA1/ BA2 La Montagnette Calcaires bioclastiques

Progradation Aggradation La base de la falaise correspond au passage Calcaires argileux latéral entre faciès bioclastiques et hémipélagiques hémipélagiques Séquence BA1 Marnes de Fontaine-Graillère (partie sup.) surface d’inondation maximum séquence BA1

Fig. 3.4 - Panorama de la Montagnette La falaise de la Montagnette (sud du Vercors) montre une série de biseaux de calcaires bioclastiques (Urgonien, 131-120 Ma) passant à des faciès hémipélagiques ; on observe la progradation des faciès bioclastiques en direction du bassin lors de la régression qui caractérise la fin de la séquence BA1 [d’après H. ARNAUD in T. ADATTE et al., 2005].

54

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

Fig. 3.3 - Corrélation Vercors Chartreuse Bauges Bornes Extrait de la Carte géologique de France au 1/1 000 000 [J. CHANTRAINE et al., © 1996, BRGM - www.brgm.fr] j3 = Jurassique supérieur (163-145 Ma), la corniche tithonique (152-145 Ma) en occupe le sommet ; c1 = Crétacé inférieur (145-100 Ma), en vert plein l’ensemble inférieur à dominante marneuse, en vert à points oranges la corniche urgonienne (Barrêmien - Aptien inférieur, 131-120 Ma). On suit la continuité des faciès thithoniques de part et d’autres des diverses cluses (Isère entre Vercors et Chartreuse, Savoie entre Chartreuse et Bauges, Annecy entre Bauges et Bornes).

3.2 - PASSAGE LATÉRAL DE FACIÈS Une situation nouvelle apparaît au sud du Vercors, lorsqu’on passe la vallée de la Drôme pour pénétrer dans le Diois. On reconnaît toujours une barre calcaire tithonique, dont l’épaisseur varie. On retrouve au-dessus un talus plus tendre du Crétacé inférieur. Mais la barre urgonienne manque. L’analyse de détail, appuyée sur des fossiles (voir Chap. 7), montre qu’en fait, l’équivalent en âge de la corniche urgonienne

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE

55

est bien présent, mais sous des faciès plus argileux (plus profonds), et donc ici, sans contraste lithologique ni morphologique avec les niveaux sous-jacents. On illustre de part et d’autre de la vallée de la Drôme un passage latéral de faciès. On passe des calcaires de plate-forme du Vercors au faciès marno-calcaire de bassin du Diois et des Baronnies (Fig. 3.5). Tertiaire

CHARTREUSE

BAS-DAUPHINÉ

Crétacé sup.

re

Albien-Cénomanien Barrêmien-Aptien inf. Faciès de plate-forme

sè L'I

COGNIN

Barrêmien-Aptien inf. Faciès hémipélagique

GRENOBLE Le Moucherotte

PONT-EN ROYANS

VILLARD-DE-LANS

L

Ro man che

a

sè L'I

AUTRANS

La B our ne

re

Barrêmien-Aptien inf. Cônes profonds de bassin Néocomien et Jurassique sup.

TIN

OIS

Royans

Monts du Matin

La Vernaison

VA L

EN

La Grande Moucherolle LA-CHAPELLE EN-VERCORS Forêt de Lente

VERCORS

LÉONCEL

LA MURE

Plateau du Veymont COL DE ROUSSET

Plateau de Glandasse

rac Le D

TRIÈVES COL DE MENÉE

DÉVOLUY DIE

La Drôm

e LUS

N

DIOIS Zone de BORNE

Le B u ëc h

5 km

Fig. 3.5 - Passage des faciès de plate-forme du Vercors aux faciès du bassin vocontien Carte géologique du sud du Vercors montrant la répartition des faciès du Barrêmien - Aptien inférieur [d’après H. ARNAUD in T. ADATTE et al., 2005]

56

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE

a

b NNW Franceville alt. 107 m

5 km

5 4 2

La Marne alt. 43 m

1

SSE Champs-sur-Marne alt. 97 m 5 4 3 1

Fig. 3.6 - Vallée de la Marne a - Extrait de la Carte géologique de France au 1/50 000 - Lagny [M. CAUDRON et J. LABOURGUIGNE, © 1971, BRGM - www.brgm.fr]. b - Coupe à travers la vallée de la Marne (région de Lagny, bassin Parisien). Il s’agit d’un exemple très classique de passage latéral de faciès entre les gypses de Montmartre (faciès de lagune salée) et les calcaires de Champigny (faciès lacustre) dans le Tertiaire du Bassin de Paris (40-30 Ma). (1) Marnes à Pholadomya ludensis ; (2) Gypse de Montmartre (e7G) ; (3) Calcaires de Champigny (e7C) ; (4) Marnes supra-gypseuses (e7b) ; (5) Calcaires de Brie (g1a-g1b).

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE

57

Il n’y a donc pas de continuité latérale lithologique pour le Barrêmien de part et d’autre de la vallée de la Drôme. Cette absence de continuité latérale lithologique est liée à une variation du milieu de sédimentation. On sait en effet que les environnements de dépôts peuvent varier d’une zone à une autre, et le cas de figure est déjà bien prévu dans la définition du principe par STENON qui écrit : "A l’époque où se formait une couche quelconque, elle a été circonscrite latéralement par un autre corps solide, ou bien elle a couvert le globe entier." [traduction L. ELIE DE BEAUMONT] Un exemple très classique, historique (A. BRONGNIART), de passage latéral de faciès a été décrit en région parisienne au niveau de la vallée de la Marne entre les calcaires lacustres de Champigny et les formations lagunaires à gypse (Fig. 3.6 ci-contre). Toutefois l’absence de continuité latérale lithologique n’implique pas pour autant une absence de continuité au niveau de l’enregistrement du temps, comme l’indiquent bien les exemples du Barrêmien sub-alpin ou du Tertiaire parisien. Il est donc nécessaire de caractériser un ou des éléments qui permettent de s’assurer de la continuité effective de l’enregistrement du temps. Nous verrons plus loin (voir Chap. 8, p. 197) que la paléontologie s’avère un outil bien adapté à la solution de ce problème.

3.3 - LITHOSTRATIGRAPHIE La lithostratigraphie est fondée sur une application stricte de la continuité latérale de la lithologie, bien que, comme nous venons de le voir, une lithologie donnée soit souvent diachronique à petite échelle (Fig. 3.7), ou à l’échelle d’un bassin (Fig. 3.8).

Fig. 3.7 - Diachronie des lithologies à l’échelle de l’affleurement Image du contact entre la molasse miocène (gris beige, pendage de 25° vers la droite, vers l’ESE, environ 16 Ma) et les calcaires urgoniens (blanc en bas de la photo, vers 128 Ma), aux Echelles (Savoie) ; les bancs de molasse recouvrent en "downlap" les calcaires urgoniens érodés.

58

I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE L3-2

T3

L2-1

L3 T2 Temps

L2 L1 T1

Fig. 3.8 - Diachronie des lithologies Schéma illustrant la diachronie des lithologies. On se situe ici à la limite continent - plate-forme marine ; les lithologies (L1, L2, L3) représentent respectivement des dépôts marins de plate-forme, de plage et continentaux. T1, T2 et T3 sont des lignes temps. Le dispositif est celui d’une progradation [d’après D. EMERY et K. MYERS, 1996, © John Wiley and Sons].

Cette idée n’est pas nouvelle ; elle a été exprimée et même modélisée expérimentalement dès le XIXe siècle lorsque les géologues ont cherché à comprendre l’organisation des corps sédimentaires du bassin houiller de Commentry (Fig. 3.9).

Fig. 3.9 - Modélisation analogique de la diachronie des lithologies Coupe dans un corps sédimentaire obtenu grâce à une expérience (modélisation analogique), réalisée dans un bassin quadrangulaire de 1,50 m de côté et 0,50 m de profondeur, pour expliquer la disposition des séquences lithologiques du houiller du bassin de Commentry [d’après C. BRONGNIART et al., 1888].

La lithostratigraphie se montre néanmoins un outil d’usage commun et très efficace, en particulier dans le domaine de la géologie économique. En effet, les réservoirs d’hydrocarbures, les aquifères ou les gisements miniers, sont contrôlés par les propriétés physiques (porosité et perméabilité) des roches, donc très étroitement dépendants de la lithologie. Et de même, les méthodes de prospection (sismique, diagraphies, Fig. 3.10) dépendent des mêmes paramètres physiques. C’est pourquoi les prospecteurs utilisent très largement des unités lithostatigraphiques. Ces unités lithostratigraphiques constituent des entités dénommées "formations". Pour être reconnues par la communauté, les "formations" doivent faire l’objet d’une description rigoureuse et codifiée, ceci afin d’éviter autant que faire se peut une prolifération anarchique de la nomenclature.

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE

59

S

N

Tertiaire

Mésozoïque Carbonifère

Dévonien 1

km Silurien

0

km

0 20

Fig. 3.10 - Lithostratigraphie Ce profil lithostratigraphique du bassin flexural du Beni (Bolivie) a été établi à partir de profils sismiques, et la corrélation fine des unités a été assurée grâce aux diagraphies réalisées dans les puits d’exploration [d’après M.E. KUSIAK, com. pers.].

7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

L’eau ronge les montagnes et comble les vallées, si elle le pouvait, elle réduirait le monde à une sphère parfaite. Leonardo DA VINCI

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES Les roches (s.l.), en y incluant la glace, constituent le support enregistreur du temps sur Terre, ainsi d’ailleurs que sur les autres objets solides du système solaire, et sans doute sur tous les objets solides de l’Univers. Plusieurs questions se posent à propos de ce support, dont deux au moins sont cruciales. L’enregistrement par les roches est-il continu ? L’enregistrement est-il fidèle ?

4.1 - ENREGISTREMENT PAR LES SÉDIMENTS ET ROCHES SÉDIMENTAIRES Les sédiments, et les roches sédimentaires qui en dérivent, constituent a priori un support d’enregistrement privilégié du temps. Mais le fait d’observer des séquences de roches sédimentaires à terre indique que, au moins au point d’observation, ces séquences ne sont plus actuellement le siège d’une sédimentation, et donc que l’enregistrement est interrompu. Par ailleurs, les vitesses de sédimentation sont extrêmement variables ; elles dépendent au premier ordre de la productivité (particulaire ou biologique), et au second ordre de la capacité de conservation des produits (Tab. 4.1). Tab. 4.1 - Vitesses de sédimentation Taux de sédimentation (cm/1000 ans) Min. Max. Bassins profonds Argile rouge des grands fonds Vases à Radiolaires Hémipélagites Vases carbonatées (Nano- et Microfossiles) Vases à Diatomées Turbidites

0,01 0,03 0,02 0,08 0,1 10

0,02 0,06 1 1 1 1000

1 15 10 50 1000

15 100 1000 1000 5000

Plates-formes et bassins épicontinentaux Plates-formes de mers froides Plates-formes de mers chaudes Deltas Récifs Evaporites

64

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4.1.1 - DOMAINE PÉLAGIQUE Pour essayer de trouver un enregistrement continu, ou qui ait des chances de l’être, l’idée est de faire appel au milieu océanique profond : le domaine pélagique. Le domaine pélagique est caractérisé par sa profondeur, au-delà de 200 m. Il correspond à l’essentiel du domaine océanique, loin des influences côtières et des cônes sous-marins profonds. L’apport sédimentaire y est essentiellement constitué par des éléments de test d’organismes planctoniques : tests siliceux de Diatomées (phytoplancton) et de Radiolaires et Silicoflagellés (zooplancton), tests carbonatés de Coccolithophoridées (Coccolites : phytoplancton), de Foraminifères et de Ptéropodes (zooplancton). Accessoirement, des minéraux fins, ayant une bonne flottabilité, ou des poussières éoliennes ou volcaniques peuvent participer à la formation du volume sédimentaire. Les organismes pélagiques forment une chaîne alimentaire. A la base, on trouve les producteurs primaires végétaux, le phytoplancton, constitué d’un grand nombre d’organismes, dont la majorité sans squelette, et donc qui ne laissent pas de traces minérales dans les sédiments, mais pourront laisser une trace organique. Ces producteurs primaires permettent l’existence du zooplancton, qui comporte également un grand nombre d’organismes dépourvus de squelette minéral. Lorsque ces organismes meurent, leurs restes, et en particulier les squelettes de ceux qui en possèdent un, tombent sur le fond marin. Il y a donc une pluie continue de particules minérales et organiques sur le fond marin. Tous ces organismes, producteurs primaires ou non, sont tributaires de l’existence de nutriments, en particulier d’azote, sous forme de nitrate (NO3–) qui sert à la fabrication des protéines, et de phosphore, sous forme de phosphate (PO43–), qui entre dans l’ADN, l’ARN, l’ATP. Ces deux éléments ont pour origine principale le recyclage de la matière organique provenant du plancton mort lui-même déposé sur le fond, et minéralisée par l’action des Bactéries qui peuplent le fond. La production primaire par le phytoplancton nécessite de se situer dans la zone photique (< 100 m) ; il faut donc que des eaux profondes riches en phosphates et nitrates, en contact avec le fond, remontent en surface pour que soient réalisées les conditions optimales de fonctionnement de la chaîne alimentaire planctonique. Ces remontées d’eaux froides du fond constituent des zones d’upwelling. Les zones d’upwelling se localisent au niveau de dépressions relatives de la surface, qui sont elles-mêmes contrôlées par la circulation atmosphérique. Il existe des zones d’upwelling côtier : le long des côtes pacifiques d’Amérique du Sud (Chili, Pérou, Equateur), des côtes est-atlantique (Namibie, Angola, Sénégal, Portugal) et Nord de l’océan Indien. A ce niveau, toutefois, le message sédimentaire porté par les organismes planctoniques est souvent noyé dans l’apport sédimentaire issu des continents. Il existe aussi des zones d’upwelling au niveau des divergences océaniques, soit au niveau de l’Equateur et aux hautes latitudes sud et nord. Compte tenu de la distribution actuelle des continents, les deux zones majeures d’upwelling sont situées actuellement au niveau de l’Equateur (divergence équatoriale) et aux hautes latitudes sud (divergence antarctique) (Fig. 4.1). En dehors de ces zones, la production en surface est très faible, et il n’y a donc pratiquement pas de sédimentation sur le fond. En dehors du voisinage continental, les seules zones d’apports sédimentaires sensibles se trouvent donc à l’aplomb des divergences océaniques (Fig. 4.2). Cela signifie qu’en domaine pélagique, en dehors des zones de divergence océanique, il n’y a pas de support d’enregistrement sédimentaire.

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

65

60

60

40

40

20

20

0

0

20

20

40

40 60

60

Fig. 4.1 - Productivité planctonique Les zones de productivité planctonique (en gris) correspondent aux grandes zones de divergence : divergence équatoriale, divergence des hautes latitudes sud et nord (cette dernière moins développée du fait de la géographie continentale) [d’après Y. LANCELOT, 1980]. s

des

3

5

D. Gorda

sca

3

45°

D. Juan de Fuca 4

2

1

30°

3 2

4

ai

54

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Ma

1

1

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3

4

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2

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5

a

ign

2

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4

3

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4

gJ

150°

180°

150°

120°

15°

2

Subd. ColombieEquateur

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5

8

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E Pacifiq

sd

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Am Subd ériq uc ue tion cen tra le 4 D. Galapagos 3 2

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8

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1

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3

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2

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tion

duc

Sub

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Su

nne

utie

o Alée

0°

15°

90°

Fig. 4.2 - Epaisseur sédimentaire dans le Pacifique nord La carte a été construite à partir de profils sismiques ; les épaisseurs sont en dixième de secondes (temps double). On observe que, loin des influences côtières, donc des apports détritiques (prismes d’accrétion des marges américaines et asiatiques), et des hauts-fonds récifaux (Ontong Java, Iles de la Ligne…), la sédimentation reflète la productivité de surface. Ainsi, un bourrelet sédimentaire existe au niveau de l’Equateur. Il est légèrement décalé vers le nord, à cause de l’activité de la dorsale pacifique [d’après Y. LANCELOT, 1980].

Indéterminé

J 165-145 Ma

Glace

J-C 201-66 Ma Trias 252-201 Ma

Fig. 4.3 - Carte géologique du monde [© CCGM-UNESCO 2000/P. BOUYSSE et al.]

Plateau continental

Plateaux, îles volcaniques

CI 145-100 Ma

Archéen 4,0-2,6 Ga

PC 4,0 Ga-541 Ma

Protéroz. 2,6 Ga-541 Ma

Pz. inf. 541-359 Ma

Dorsales

P 66-56 Ma

CS 100-66 Ma

Pz. sup. 359-252 Ma

E 56-34 Ma

Q 2,6-0 Ma Cz 66-2,6 Ma

Volcanisme récent

CONTINENTS

G 33,9-23,0 Ma

Projection Mollweide

M 23,0-5,3 Ma

PQ 5,3-0 Ma

OCÉANS

66 II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

67

Mais la dynamique lithosphérique qui caractérise la Terre entraîne que la lithosphère créée au niveau des dorsales se déplace parallèlement à l’axe des dorsales (Fig. 4.3 ci-contre). Dans le cas de l’Atlantique, où la dorsale est orientée pratiquement nordsud, la lithosphère créée à une latitude donnée reste à peu près à la même latitude. Donc la lithosphère née sous l’Equateur est toujours arrosée par la pluie planctonique de la divergence équatoriale. Dans le cas du Pacifique, où la dorsale est actuellement orientée NNE-SSW, et dans celui de l’océan Indien, où la dorsale est-indienne est orientée WNW-ESE, et l’ouest-indienne NNE-SSW, un point créé sous la divergence équatoriale va se déplacer en latitude vers le nord ou vers le sud. Il cessera donc tôt ou tard de se trouver arrosé par la pluie planctonique. Ainsi l’enregistrement sédimentaire sera incomplet (Fig. 4.4). On pourra même trouver une situation où un site aura dans un premier temps été situé sous la divergence équatoriale, puis sous une zone non-productive, et enfin sous la divergence des hautes latitudes ; en ce cas l’enregistrement sera discontinu en temps, tout en pouvant paraître géométriquement continu (Fig. 4.4).

45°

303

“Traversée du désert”

304

30°

15° Ma 0

303

304 0°

15° 50

Hiatus Argile

30°

Silice

100

Carbonates 45°

150°

180°

150°

120°

90°

Fig. 4.4 - Sites 303-304 Les séquences forées aux sites 303 et 304 (programme ODP) représentent au total une durée de 120 Ma. On remarque un trou dans l’enregistrement, long de 65 Ma, qui correspond à la "traversée du désert" entre la sortie de la zone à haute productivité équatoriale, au large des Samoa (entre 120 et 85 Ma), et l’arrivée sous la zone à haute productivité de la divergence boréale, au large du Japon (il y a 20 Ma) [d’après Y. LANCELOT, 1980].

68

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

Enfin cette même dynamique lithosphérique (voir Fig. 4.3) a pour résultat que la lithosphère se refroidit en s’éloignant de la dorsale ; elle se contracte, ce qui se traduit par une subsidence thermique (selon la loi Z = 2500 + 350 t½, où Z représente la profondeur en mètres et t l’âge de la lithosphère en Ma, loi valable au moins pour les 70 premiers Ma). Donc en un site donné, la profondeur augmente avec le temps. Or le matériel qui constitue la pluie pélagique est attaqué chimiquement par l’eau de mer. Tant que les organismes sont vivants, il existe un équilibre dynamique entre les coquilles et l’eau de mer. Après la mort, quand la coquille n’est plus renouvelée par sécrétion de l’organisme, l’équilibre est rompu et la coquille commence à se dissoudre. Il existe une profondeur au-delà de laquelle les coquilles sont complètement dissoutes (profondeur de compensation). Pour les coquilles carbonatées, elle se situe actuellement vers 4500 m dans le Pacifique et vers 5100 m en Atlantique (profondeur de compensation de la calcite = Calcite Compensation Depth = CCD) (Fig. 4.5). Il existe aussi une ACD (Aragonite Compensation Depth) pour les tests aragonitiques ; on caractérise également une lysocline, profondeur où la dissolution augmente fortement (Fig. 4.5).

Profondeur (km)

Pour les organismes siliceux, la profondeur de compensation (SCD = Silice Compensation Depth) se situe actuellement vers 7000 m. Ainsi, dans l’état actuel de la chimie océanique, un site passe au-delà de 5100 m de profondeur vers 55 Ma. A partir de ce moment, le seul enregistreur sédimentaire est constitué par les dépôts siliceux (Radiolaires et/ou Diatomées). La totalité de l’enregistrement montre ainsi une précision décrois0 CaCO3 dissous sante vers le haut, puisque de plus en plus de maté1 riel est dissous en descendant. Si le site n’a pas changé de latitude, l’enregistrement a des chances 2 d’être continu, mais il n’est pas fidèle, en particulier Lysocline 3 puisque la vitesse de sédimentation a varié. 4

CCD

5

0

50

Teneur en CaCO3 (%)

100

Fig. 4.5 - Evolution du carbonate de calcium avec la profondeur

4.1.2 - PLATES-FORMES OCÉANIQUES Les plates-formes et plateaux océaniques constituent de vastes provinces océaniques situées au-dessus de la CCD, pendant une grande partie de leur histoire. S’ils se trouvent situés sous une zone à haute productivité biologique, ces plateaux peuvent être recouverts d’un manteau sédimentaire conséquent. C’est le cas du plateau d’Ontong Java, apparu il y a 122 Ma au niveau du point chaud de Louisville, dans le Pacifique sud. Le fonctionnement de la dorsale pacifique a provoqué sa dérive vers l’ouest en le maintenant sous la zone de divergence équatoriale. Il possède donc une couverture sédimentaire pélagique à peu près continue depuis environ 120 Ma (Fig. 4.6).

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

69

N 10°

5°

0°

Saillant oriental

Haut plateau

–5° Bassin de STEWART Bassin d'ELLICE

T WAR

e STE

Arc d

Mer des Salomons

–10°

S E 150°

155°

160°

165°

170°

175°

–7 –6 –5 –4 –3 –2 –1 0

Bathymétrie (km) Ouest

Est

1500

Sud

Nord

Site 1184 Site 1183

2000

Site 289 41-43 Ma

Profondeur (m)

2500

Site 1186 3000

Site 807

> 118 Ma

Site 803 3500

122 Ma Sédiments pélagiques

4000

> 118 Ma

Site 1185

Basalte

90 Ma

122 Ma âge Ar/Ar du substratum > 118 Ma âge biostratigraphique du substratum 4500

Site 1187

Roches volcaniclastiques

> 115 Ma > 115 Ma

122 Ma

Fig. 4.6 - Plateau océanique Situation du plateau d’Ontong Java et log schématique des forages ODP-DSDP [d’après J. GODFREY FITTON, J. MAHONEY, P. WALLACE et al., 2004]

70

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

Toutefois lorsque ces conditions ne sont pas réunies, la série sédimentaire peut être très lacunaire, comme le montre l’exemple d’une ancienne plate-forme intra-océanique téthysienne de Sicile (Fig. 4.7 ; voir Fig. 1.24, p. 24). Demeurée peu profonde et en domaine d’eaux relativement chaudes pendant le Trias supérieur et le Lias inférieur, cette plate-forme a subi un changement d’environnement drastique au Lias moyen (approfondissement et passage en eaux froides). Dans ce cas particulier, une tranche de 30 millions d’années, soit plus de la moitié de la durée du Jurassique, n’est conservée à l’état de traces qu’à la faveur d’un karst sous-marin.

Kimméridgien inférieur

50 m

Oxfordien supérieur Lacune de Oxfordien inf. et Callovien sup. Callovien inférieur Bathonien

de 0 à 5 m

Lacune de BajocienAalénien-Toarcien 10 m

Pliensbachien Kimméridgien Oxfordien Callovien Bajocien Aalénien Toarcien

}

de quelques cm à 5 m

400 m Sinémurien

Fig. 4.7 - Discontinuités de l’enregistrement à Rocca Busambra (Sicile) Voir aussi Fig. 1.24, p. 24. Sinémurien - Pliensbachien : calcaires blancs de plate-forme ; Toarcien à Kimméridgien en filons : calcaires rouges à Ammonites ; Bathonien - Callovien inférieur : calcaires noduleux manganésifères à Ammonites ; Oxfordien supérieur - Kimméridgien inférieur : calcaires noduleux varicolores à Ammonites ("Ammonitico Rosso" ). Cette coupe montre l’ampleur des discontinuités. Il manque 18 Ma au niveau de la première lacune et 5 Ma au niveau de la seconde ; 30 Ma sont condensés dans la zone de filons sédimentaires [d’après J. WENDT, 1965 ; G. MASCLE, 1973].

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

71

4.1.3 - MARGES CONTINENTALES PASSIVES Les marges continentales correspondent à la transition continent - océan. Les marges passives constituent un domaine caractérisé par l’amincissement de la croûte continentale qui est remplacée par la croûte océanique, et par les changements de profondeur qui en résultent. Sur une marge passive ancienne, on passe donc de la bordure du continent (profondeur moyenne actuelle 200 m) à la plaine abyssale (profondeur moyenne 5000 m) par l’intermédiaire du talus continental. Ces zones sont donc très sensibles aux variations du niveau moyen de la mer (variations eustatiques). Les variations eustatiques sont contrôlées au premier ordre par l’activité des dorsales océaniques. L’ordre de grandeur de la variation atteint 400 m, en ce qui concerne la hauteur d’eau, à des vitesses de l’ordre du mm/an. Compte tenu du rééquilibrage isostatique, cela se traduit par une variation sur le continent de l’ordre de 350 à 380 m. Au deuxième ordre, le contrôle est glacio-eustatique, avec une amplitude de l’ordre de 120 m à des vitesses de l’ordre du cm/an. Sur les plates-formes l’apport sédimentaire peut avoir deux origines, édifiant deux types extrêmes de prismes sédimentaires. Soit l’apport est assuré par du matériel clastique provenant du continent qui est transporté par les cours d’eau et redistribué au niveau du plateau continental par les courants marins (marées, houles, vagues de tempêtes…) ; la marge est alors caractérisée par une plate-forme clastique ; c’est le cas des marges actuelles de la France métropolitaine atlantique ou méditerranéenne. Soit l’apport sédimentaire résulte de l’activité biologique sur la plate-forme continentale ; en ce cas le matériel sédimentaire est constitué de débris de tests essentiellement carbonatés soumis au même processus de redistribution par les courants marins : la marge est caractérisée par une plate-forme carbonatée ; c’est le cas de la marge de Mauritanie (banc d’Arguin). Parfois ces marges présentent des édifices construits (récifs) ; c’est le cas de la marge est-australienne (Grande Barrière). Ces deux types de marges, clastique et carbonatée, s’excluent plus ou moins l’un l’autre ; en effet un fort apport clastique, surtout s’il est riche en argiles, est peu favorable au développement des organismes. Les sédiments, quelle que soit leur origine, s’accumulent sur la plate-forme. Une partie est toutefois susceptible d’être évacué vers le bassin. Les quantités relatives de sédiments piégés sur la plate-forme et évacués dans le bassin sont sous la dépendance de plusieurs paramètres. La productivité de la plate-forme, ou celle de son arrière-pays, module le volume des apports. La subsidence de la marge, et donc celle de la plate-forme, contrôle la profondeur de la zone où les sédiments cessent d’être remobilisés. Enfin la hauteur du niveau marin (eustatisme) exerce un double contrôle sur la largeur de la plate-forme et sur la profondeur de remobilisation. Une plate-forme sera donc caractérisée, d’une part, par sa productivité sédimentaire et, d’autre part, par l’espace disponible pour accueillir les sédiments. Lors des variations eustatiques, l’espace disponible et la productivité sont modifiés. Si, lors d’un minimum eustatique, la plate-forme est complètement exondée, le matériel sédimentaire produit par le continent est abondant, et évacué dans le bassin ; il constitue un cône sous-marin (Fig. 4.8). Lors de la remontée du niveau marin, l’augmentation d’espace disponible entraîne que les sédiments vont moins

72

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

loin dans le bassin, et s’empilent en onlap sur le talus, constituant un dispositif rétrogradant, dénommé prisme de bas-niveau (PBN ou Lowstand System Tract = LST des concepteurs de la stratigraphie séquentielle ; P. VAIL et al., 1987 et J. POSAMENTIER et al., 1988) (Fig. 4.8). Le niveau montant toujours, il atteint la rupture de pente entre la plate-forme et le talus ; l’espace disponible augmente fortement ; les sédiments sont presque entièrement piégés sur la plate-forme ; ils constituent une succession de corps sédimentaires aggradants en onlap sur la plate-forme, dénommée intervalle transgressif (IT ou Transgressive System Tract = TST) (Fig. 4.8). On aboutit ainsi à une surface d’inondation maximale, lorsque la transgression est à son maximum ; ce niveau se traduit en général par une moindre sédimentation, la productivité étant à son minimum (moins de capacité érosive par remontée des niveaux de base). Lorsque le niveau marin commence à baisser, la diminution d’espace disponible entraîne que les sédiments se déposent de plus en plus vers le large, formant des corps progradants en relation de downlap avec leur substratum ; ils forment le prisme de haut-niveau (PHN ou Highstand System Tract = HST) (Fig. 4.8), qui se constitue jusqu’à ce que la plate-forme soit à nouveau exondée. Bassin

Plate-forme

S3

-3)

2 LS(

SIM S2

PHN

LS(1-2)

CV

CC PBN

IT

S1

CSM

Faciès marins

Plage, delta

Cône sous-marin profond

Plaine alluviale Plaine littorale

Fig. 4.8 - Stratigraphie séquentielle : modèle VAIL

Modèle conceptuel de séquence sédimentaire de VAIL CC = creusement de canyon ; CSM = cône sous-marin profond ; CV = creusement de vallée ; IT = intervalle transgressif ; LS(1-2, 2-3) = limite entre les séquences (respectivement "1 et 2" et "2 et 3") ; PBN = prisme de bas-niveau ; PHN = prisme de haut-niveau ; S(1,2,3) = séquences 1, 2 et 3 ; SIM = surface d’inondation maximale. Epaisseur d’une séquence variant de quelques mètres à quelques centaines de mètres [d’après P. VAIL et al., © 1977, avec la permission d'AAPG].

Les plates-formes vont donc présenter une succession de séquences sédimentaires eustatiques. Leur analyse constitue la base de la stratigraphie séquentielle (P. VAIL et al., 1987 et J. POSAMENTIER et al., 1988). L’analyse détaillée ci-dessus concerne une plate-forme détritique ; dans le cas d’une plate-forme carbonatée l’analyse serait peu différente (Fig. 4.9). En ce qui concerne l’enregistrement du temps, on constate que les plates-formes reçoivent des sédiments lorsque le niveau est haut, et les bassins lorsque le niveau est bas. Il n’existe nulle part un enregistrement continu sur une même verticale (Fig. 4.10 et 4.11 ci-après). Ainsi, par exemple, la limite de séquence B1 au niveau du Grand Veymont (Fig. 4.9) correspond à une absence d’enregistrement d’une durée d’un peu plus de 2 Ma, soit près de la moitié de la durée du Barrêmien.

1 km

Turbidites du Valanginien

SbBA1 : BA1 Limite de séquence (contrôle tectonique)

Aptien sup.

Albien

0m

S

Faciès transgressif, faciès bioclastique

Complexe transgressif

Superposition de cônes profonds de bassin (séquences BA1 à AP1)

Barrêmien sup.

Aptien inf.

Barrêmien inf.

Faciès bioclastique (de plate-forme externe)

La Révolte

Limite de séquence AP 1

Cicatrice de glissement régional

Complexe de bas-niveau

Fig. 4.9 - La plate-forme carbonatée du Vercors

Faciès de plate-forme externe

Faciès de plate-forme interne

Complexes de haut-niveau

Calcaires de Borne Séquence BA1 cône profond de bassin (calcaires bioclastiques)

BA3 LST et TST

Montagne de Belle-Motte AP1 LST et TST

Montagne de Belle-Motte

BASSIN VOCONTIEN

Coupe nord-sud de la plate-forme carbonatée du Vercors : interprétation séquentielle [d’après H. et A. ARNAUD, 1990]

Faciès pélagique et hémipélagique

Limite Jurassique-Crétacé

Berriasien-Valanginien inf.

Valanginien sup.

Hauterivien sup.

Fontaine des prêtres

Pente distale de la rampe hauterivienne Limite de séquence HA7

Niveau à Orbitolines inf.

Rocher de Combau

Falaise inf. d’Archiane Rocher de Combau

Tête Chevalière La Montagnette

Formation des calcaires urgoniens

Limite de séquence B1 Hauterivien inf.

N

Grand Veymont

PLATE-FORME SUBALPINE (Barrêmien-Aptien inf.) BASSIN DAUPHINOIS (Berriasien-Valanginien-Hauterivien)

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES 73

74

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS Bassin

Plate-forme S3

LS(2-3) PHN SIM

Temps

IT

S2 PBN CSM

LS(1-2)

CC

CV S1

Faciès marins

Plaine alluviale

Plage, delta

Plaine littorale

Cône sous-marin profond

Fig. 4.10 - Chronodiagramme L’enregistrement du temps dans une séquence sédimentaire CC = creusement de canyon ; CSM = cône sous-marin profond ; CV = creusement de vallée ; IT = intervalle transgressif ; LS (1-2, 2-3) = limite entre les séquences (respectivement "1 et 2" et "2 et 3") ; PBN = prisme de bas-niveau ; PHN = prisme de haut-niveau ; S (1,2,3) = séquences 1, 2 et 3 ; SIM = surface d’inondation maximale. Epaisseur d’une séquence variant de quelques mètres à quelques centaines de mètres [d’après P. VAIL et al., © 1977, avec la permission d'AAPG].

a 25 24 23 22

12 3

4

5

6

10

9

8

7

13

14

15

21

19

18

17

20

16

11

2 1

b

Temps

Non-dépôt

Non-dépôt

Erosion

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

24

25

Non-dépôt

Fig. 4.11 - Modèle conceptuel d’enregistrement du temps Modèle conceptuel d’enregistrement du temps dans une séquence sédimentaire [d’après C. RAVENNE, 1978 ; d'après des données de P. VAIL, 1976]. a - Géométrie du dépôt. b - Coupe temps. Aucune verticale n’enregistre en continu ; la seule continuité éventuelle est latérale.

Lorsque règnent des conditions particulières, comme en Méditerranée lors de la très importante régression due à l’isolement du bassin au Messinien, l’érosion détruit une bonne partie de l’enregistrement antérieur (Fig. 4.12).

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

75 Mig Eost 03 201

Temps (std)

1000

Pliocène progradant

Syn-rift 2000

Pré-rift 3000

Canyon du Var Surface d’érosion messinienne Double 1000

2000

miles nautiques

Fig. 4.12 - Marge de Provence Profil sismique migré tiré au large de Saint-Jean-Cap-Ferrat à bord du N.O. Tethys 2 [doc. F. SAGE, Géosciences Azur, Villefranche-sur-Mer]. La marge est née lors de l’ouverture du bassin océanique provençal (Bassin méditerranéen occidental, voir Fig. 4.19, p. 80). Les séries pré-rift sont constituées par le Mésozoïque déformé de l’arc de Nice ; le syn-rift, très rarement conservé, est oligo-miocène (28-16 Ma). L’événement messinien (7,25 Ma) a produit un abaissement très fort du niveau des eaux (jusqu’à environ 2 std), qui a eu pour conséquence une très forte érosion de la marge ; la remise en eau du début du Pliocène (5,33 Ma) s’est traduite par la progradation des dépôts récents.

Lorsque l’apport sédimentaire excède la capacité d’accueil de la plate-forme, celle-ci prograde en direction du bassin et peut aboutir à l’édification d’un cône sous-marin profond. Celui-ci peut atteindre des dimensions impressionnantes ; celui du Gange par exemple se développe sur plus de 4000 km jusqu’au Sud du Sri Lanka et son épaisseur atteint 16 km dans le sous-sol du Bangladesh (Fig. 4.13). Les sédiments clastiques constitutifs du cône sont essentiellement représentés par des turbidites, mises en place grâce à un système de chenaux. Ces chenaux sont parcourus en permanence par des courants hyperpicnaux, qui alimentent en sédiments fins la base du cône, et aussi par des bouffées turbides qui évacuent de temps en temps de grandes masses sédimentaires. Dans ce cas, le nuage sédimentaire déborde du chenal et alimente les parties plus élevées du cône, entraînant parfois la création d’un nouveau chenal.

76

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

a

N

0

Bengale Delta et pro-delta 25° 20° 15°

Cône du Bengale 10° 5°

0°

Site 218

5°

0

S

Site 718 17 Ma

< 20 Ma 10

10 Isochrone 20 Ma Séquence post-collision > 20 Ma 20

km

km

Croûte océanique

b 80°

85°

95°

20°

500 km INDE

Epaisseur des sédiments post-paléocènes (km) 20°

20°

10°

10°

10° SRI LANKA

0°

0°

80°

95°

80°

90°

Fig. 4.13 - Cône sous-marin du Gange a - Coupe nord-sud passant par le forage ODP-DSDP 218 (le forage 718 est projeté). b - A gauche carte bathymétrique, à droite carte de l’épaisseur sédimentaire [d’après G. EINSELE et al., © 1996, University of Chicago].

Une coupe transversale dans un cône montre donc un empilement de corps sédimentaires discontinus, interrompus par d’anciens chenaux (Fig. 4.14). Enfin une partie de ce matériel peut être remobilisée par des courants de contour et partiellement redistribuée. Ainsi les cônes sous-marins profonds sont des domaines où l’enregistrement sédimentaire est un phénomène très discontinu.

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES W-SW

77 Chenal actif

Levée

E-NE

S

Profil OW

3s 0,2 s

W-SW

S

Chenal actif

5 km

Chenal abandonné RT

E-NE

3s

Profil C

0,2 s

d h

3 km

h

d

Fig. 4.14 - Coupes du cône sous-marin profond du Rhône Profils sismiques haute résolution (Air Gun 1000 cm3). On observe les chenaux par où transitent les sédiments et les levées qui les bordent ; le profil C montre un chenal abandonné rempli de sédiments qui présentent un "faciès sismique transparent" ; d = double du fond ; h = hyperbole de diffraction ; s = épaisseur du signal acoustique [d’après L. DROZ et G. BELLAICHE, © 1985, avec la permission d'AAPG].

4.1.4 - MARGES CONTINENTALES ACTIVES Trois types de bassins sont associés aux marges actives : fosse de subduction, bassin d’avant-arc et bassin d’arrière-arc. La sédimentation au niveau des fosses de subduction est très variable (Fig. 4.15).

Fig. 4.15 - Nature des marges convergentes (Pacifique, océan Indien oriental et Caraïbes) Cette projection ne permet pas de figurer les marges de Méditerranée (Calabre, Egée), ni celles du Makran ou des Sandwich du Sud [d’après R. VON HUENE et D. SCHOLL, © 1991, American Geophysical Union].

78

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

Dans près de la moitié des cas (44 %), les fosses sont pratiquement vides de sédiment. Cette vacuité résulte de la conjugaison de plusieurs facteurs défavorables : la grande profondeur supérieure à la CCD, voire à la SCD ; le fait que la zone de subduction se situe très à l’écart des apports terrigènes et en dehors des zones de haute productivité biologique (Tonga), Marge en accrétion, prisme étroit (largeur 5-40 km) l’existence de barrières morpholo16 000 km giques piégeant les sédiments ailleurs (Pérou) (voir Fig. 4.15). Le peu de sédiment présent passe en subduction (marges en érosion) ; il n’y a pas d’enMarge en accrétion, prisme large (largeur > 40 km) registrement (Fig. 4.16). 8000 km

Marge en érosion

Fig. 4.16 - Marges en accrétion et marges en érosion

19 000 km

Sédiments d'avant-arc

Croûte océanique

Les marges en convergence représentent une longueur cumulée de l’ordre de 43 000 km, dont près de 45 % de marges en érosion ; les marges à forte sédimentation représentent un peu moins de 19 %.

Butoir (continent, arc)

[d’après R. VON HUENE et D. SCHOLL, © 1991, American Geophysical Union].

Sédiments du bassin océanique Prisme d'accrétion

Dans plus de la moitié des cas (56 %), la fosse de subduction détient un contenu sédimentaire et, même si une partie du matériel passe en subduction, une autre participe à la construction d’un prisme d’accrétion qui peut être très volumineux (Fig. 4.17) ; les sédiments constituent un empilement d’écailles tectoniques à toutes échelles, où la continuité des séquences est fortement altérée (Fig. 4.16 et 17). L’enregistrement sédimentaire est donc fortement perturbé. Les bassins d’avant-arc, installés au dos du prisme d’accrétion, constituent un piège à sédiment remarquable qui retient une bonne partie des produits d’érosion de l’arc. Ils sont en général situés au-dessus de la CCD. Ils constituent donc a priori d’assez bons enregistreurs sédimentaires. Ainsi le bassin d’avant-arc indonésien (Fig. 4.18) fonctionne en enregistreur depuis l’Eocène moyen (env. 40 Ma). On observe sur les profils (Fig. 4.18) un certain nombre de discontinuités majeures : à la base du Miocène inférieur (discordance de base), à la base et au sein du Miocène supérieur, à la base et au sein du Pliocène, et à la base du Pléistocène. Il n’existe aucune séquence continue sur une même verticale. On peut envisager que certaines parties du remplissage montrent une certaine continuité, comme le Pliocène dans la partie la plus profonde du bassin, à condition que les sédiments n’aient pas été perturbés. Or ces zones sont sujettes à des événements catastrophiques liés à leur situation : séismes majeurs engendrant des tsunamis (à récurrence séculaire dans le cas de l’Indonésie), explosions volcaniques majeures engendrant également des tsunamis (à récurrence millénaire dans le cas de l’Indonésie). Ces événements catastrophiques perturbent gravement la qualité de l’enregistrement sédimentaire en provoquant des glissements sous-marins, ou des liquéfactions de sédiments.

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

79

N 11°

10°

60°

59°

58°

57°

Fig. 4.17 - Le prisme d’accrétion de la Barbade Modèle Numérique de Terrain (MNT) de la partie sud du prisme de la Barbade [données de la campagne CARAMBA 2003 in M. FOATA, 2003 ; P. HUYGHE et al., © 2004, Geological Society of America]. Les sédiments, issus de l’érosion de l’Amérique du Sud et véhiculés par l’Orénoque, sont distribués par des canyons sous-marins jusqu’au front de subduction. Leur volume est tel, que la fosse est comblée ; une partie est également piégée dans des bassins situés en arrière de la zone en cours de déformation ; les petits reliefs plus ou moins circulaires, nombreux à l’ouest du 59° W, sont des volcans de boues.

SW

NE

KEM 1106

Fracture Ouest-Andaman 4,0 4,5 5,0 std

DB

Pleist.-Holoc.

Pliocène p. Miocène su M. inf.

Paléogène

Paléogène

10 km

W

E

KEM 1109

Fracture Ouest-Andaman 4,0 4,5 5,0

Pleistocène-Holocène Pliocène DB

std

Miocène sup. Miocène inf.

Paléogène

Paléogène 10 km

Fig. 4.18 - Bassin d’avant-arc de Sumatra Interprétation de deux profils sismiques dans le bassin d’avant-arc d’Aceh (Sumatra) [d’après M. PUBELLIER et al., 2005]. Cette région a été le siège du séisme majeur et du tsunami du 26/12/2004.

80

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

36°

32°

28°

36°

32°

28°

> 4000 m

Fig. 4.19 - Carte bathymétrique de Méditerranée

500-250 1000-500 2000-1000 4000-3000

4° 0° 352°

356°

0° 352°

356°

3000-2000

8°

12°

16°

20°

24°

28°

32°

< 100 m

40° 40°

250-100

44° 44°

36°

48° 4°

8°

12°

16°

20°

24°

28°

32°

36°

48°

Dans les bassins d’arrière-arc, le remplissage sédimentaire est souvent important. Ceci tient au fait qu’ils sont entourés de reliefs actifs. Ainsi en est-il de la Méditerranée occidentale (bassin algéro-liguro-provençal, Fig. 4.19).

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

81

Seuls les bassins très jeunes, comme la mer Tyrrhénienne (voir Fig. 4.19), ou des bassins intra-océaniques, comme le bassin des Mariannes (voir Fig. 4.14), sont faiblement sédimentés. Les bassins d’arrière-arc constituent donc de bons enregistreurs du temps pour la durée de leur fonctionnement, qui est en général courte, limitée à quelques dizaines de millions d’années. Une exception notable est constituée par la mer Noire (voir Fig. 4.19), ouverte entre le Crétacé supérieur et le Paléogène, et remplie de près de 15 km de sédiments.

4.1.5 - BASSINS DE COLLISION Ce type de bassin est représenté par les bassins molassiques. Il s’agit de bassins flexuraux localisés au piémont des massifs montagneux. Ces bassins comportent une bordure active, au contact du massif montagneux, progressivement incorporée au massif lui-même, et une bordure externe également mobile. Ils présentent donc des bordures mobiles qui se déplacent en direction de l’avant-pays et un dépôtcentre également mobile. On distingue deux types extrêmes de bassins molassiques : les bassins molassiques continentaux (type Siwalik) et les bassins molassiques marins (type Adriatique).

Ar

Sun Kosi

un

Les bassins molassiques continentaux caractérisent des zones où la flexion concerne une lithosphère rigide. Les sédiments détritiques provenant du massif montagneux sont distribués dans un bassin continental par un réseau fluviatile particulièrement divagant (Fig. 4.20). ur Tam si o K

SIWALIK

NÉPAL

BIHAR

si

Ko

PURNEA

Ga

ng

e

50 km Fig. 4.20 - Divagation de la rivière Kosi La rivière Kosi draine la chaîne himalayenne au sud de l’Everest (relief en gris) et dépose sa charge sédimentaire dans le bassin flexural d’avant-chaîne himalayen du Gange. Entre 1736 et 1949 elle a divagué sur près de 70 miles (1 mile = 1609 m) et donc le cône sédimentaire s’est déplacé d’autant [d’après C.V. GOLE et S.V. CHITALE, 1966 in B. DELCAILLAU, 2004].

82

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

Les séquences sédimentaires détritiques sont donc extrêmement variables et très lacunaires à petite échelle. Pour ces deux raisons, mobilité du bassin et divagation de la distribution, la sédimentation dans ce type de bassin est particulièrement discontinue à l’échelle des structures (Fig. 4.21), comme à celle du bassin (Fig. 4.22).

Fig. 4.21 - Discontinuité de l’enregistrement sédimentaire sur une structure Profil sismique dans le bassin du Chaco (Bolivie). Les séquences sédimentaires tertiaires (Petaca Yecua - Tariquia - Guandacay) se sont déposées dans un bassin flexural en cours de déformation. Sur ce profil, on note la variation du rejet de la fracture, plus important en profondeur, et qui s’amortit progressivement vers le haut. On observe aussi une discordance progressive au sein de la formation Tariquia et de la formation Guandacay à l’ouest de la faille (à gauche) [d’après J.D. ZUBIETTA-ROSSETI, 2002].

Les bassins marins impliquent la flexuration d’une lithosphère assez souple, comme celle des collisions commençantes. L’ Apennin en fournit un bon exemple. Les sédiments proviennent du prisme montagneux, l’Apennin lui-même, constitué de formations sédimentaires à prédominance argileuse ; ces formations sont soit remaniées grain à grain, soit mises en place sous forme de coulées argileuses (olistostromes). Le remplissage sédimentaire du bassin est donc constitué d’un mélange d’argiles détritiques et d’apports pélagiques avec de temps en temps des intercalations allochtones de masses plus ou moins chaotiques (Fig. 4.23 ci-après). Il n’est pas toujours très simple de séparer les éléments remaniés du fond pélagique, en particulier au niveau des microfaunes. Ces exemples nous montrent que les bassins molassiques ne comptent pas parmi les enregistreurs les plus fidèles et les plus continus. Toutefois, pour des tranches de temps assez brèves, de l’ordre de 5 Ma, on peut espérer trouver localement une certaine continuité au niveau des bassins molassiques marins. Ainsi un certain nombre de stratotypes du Néogène sont situés dans le bassin molassique marin de l’Apennin (voir Fig. 8.3, p. 198-199).

PLIOCENE

MIOCENE

50

45

Lutétien

Yprésien

40

35

30

25

20

15

10

5

Bartonien

Priabonien

Rupélien

Chattien

Aquitanien

Burdigalien

Langhien

Serravallien

Tortonien

Messinien

e rriag Cha lpin a

Molasse charriée

Molasse autochtone Sud du bassin Nord du bassin

Eros

ion

Eros

ion

0

Synclinaux jurassiens Nord-Ouest Centre-Sud Centre-Nord

Sud-Ouest

Er Er

OLIGOCENE

Er

EOCENE

Calabrien Gélasien Plaisancien Zancléen

Est

Marin profond

Marin peu profond

Saumâtre

Lacustre

Fluviatile

Cônes alluviaux

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES 83

os ion

os ion

os ion

Fig. 4.22 - L’enregistrement du temps dans un bassin molassique

Exemple du bassin molassique suisse [d’après J.P. BERGER et al., © 2005, Springer-Verlag, avec la permission de Springer Science and Business Media]

84

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

NNW

SSE

Serravallien

Messinien Zancléen PlaisancienGélasien 7,25 5,33 3,6

Tortonien

13,65

11,6

1,8

Pléistocène inférieur

Tra

bia

Alim ena

ello

li opo rian

F. Garbata

Ma

Gypses

mo

Marnes

dol

he anc

Grès calcaires

le Val

Lav

Grès glauconieux

n Pia

Conglomérat

Pléistocène moyenHolocène Mer Pélagienne

Ge

la

Ta ll

Faro Rossello

ar

ita

F. Narbone F. Trubi F. Gessoso-solfifera

F. Agrigento

F. Barbara F. San Cataldo

Trubi (craie)

a Trubi Ol 5 Trubi Ol 4 Trubi

ZANCLEEN

Olistostromes

Ol 3

Ol 2

Gypse

MESSINIEN

Gypse

Ol 1 Calcaire solfifère

10 m

Marnes sableuses

TORTONIEN

Tripoli

b

Fig. 4.23 - Sicile a - Coupe synthétique du bassin flexural néogène en Sicile ("bassin de Caltanissetta") [d’après P. BROQUET et al., 1984]. On notera que les unités resédimentées (olistostromes) représentent plus de 50 % du volume sédimentaire du bassin. b - Coupe de Stretto Vanelle à Passarello (centre du bassin de Caltanissetta, Sicile), montrant des intercalations de marnes allochtones (olistostromes) dans la sédimentation normale ; elles représentent localement près de 50 % du remplissage sédimentaire du bassin. La mise en place de l’olistostrome Ol 2 a en particulier entraîné l’érosion de la série messinienne ; celle de Ol 3 a masqué la limite Miocène - Pliocène [d’après G. MASCLE et K. HEIMANN, 1976].

4.1.6 - BASSINS CRATONIQUES Les bassins cratoniques sont situés sur une croûte continentale d’épaisseur "normale", soit 30 à 35 km. Leur altitude est proche du zéro actuel. Ces bassins sont donc très sensibles aux variations eustatiques qui, comme nous l’avons vu plus haut (p. 71), peuvent atteindre de l’ordre de 350 à 380 m, et 120 m dans le cas du glacio-eustatisme. Cela signifie que les bassins cratoniques sont susceptibles d’être inondés lors des hauts eustatiques, et exondés lors des bas. L’importance de l’inondation (transgression) ou de l’exondation (régression) dépend de l’amplitude du mouvement. Du point de vue de la sédimentation, ces bassins ne reçoivent de sédiments que lors des transgressions. La Carte géologique du monde (voir Fig. 4.3) illustre très bien ce phénomène en montrant que tous les grands bassins cratoniques ont été submergés lors de la dernière grande transgression du Crétacé supérieur (Cénomanien 100,5-93,9 Ma). L’enregistrement du

aalensis - pseudoradiosa insigne - thouarsense

h

h

h

zc h

NORMANDIE

VALLÉE DE LA SEINE

zc zc

le

h

h

zc h

VALLÉE DE LA SEINE

CHAMPAGNE

P

mb

h

h

HS R

mb

K

sc

zc

B

M

sc

VOSGES

zc

CHAMPAGNE

LORRAINE T

ALSACE

a - Reconstitution des corps sédimentaires sur une coupe ouest-est du Bassin de Paris, obtenue en corrélant des forages (traits noirs verticaux) et des affleurements après remise à plat au niveau du Bajocien. Subdivisions : Trias "germanique" (B = Buntsandstein, M = Muschelkalk, K = Keuper), Rhétien (R), Hettangien - Sinémurien (HS), Pliensbachien (P), Toarcien (T) ; mb = marnes à bifrons, sc = "schistes cartons". b - Enregistrement du temps soulignant les lacunes d’érosion (le), les hiatus de non-dépôt (h) et les zones de sédimentation condensée (zc) [d’après P.C. DE GRACIANSKY et al., 1998 ; P.C. DE GRACIANSKY et T. JACQUIN, 2002].

h

LORRAINE

Fig. 4.24 - L’enregistrement du temps dans un bassin cratonique : exemple du Bassin de Paris au Lias

199,3 - liasicus Hettangien angulata planorbis 201,3 Rhétien efimovae 209,5

raricostatum - oxynotum obtusum - turneri semicostatum - bucklandi

spinatum - margaritatus stokesi - davoei ibex - jamesoni

serpentinus - tenuicostatum

Toarcien variabilis - bifrons

Sinémurien

190,8

R

- bradfordensis Aalénien concavum murchisonae - opalinum

Bajocien

50 km

Pliensbachien

182,7

174,1

170,3

b

2 km

a NORMANDIE

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES 85

temps par les bassins cratoniques est donc très incomplet. Or c’est dans ce type de bassin qu’est née la stratigraphie au XIXe siècle : bassins de Paris, de Londres, de Bruxelles, de Moscou… L’échelle stratigraphique qui en est issue est donc particulièrement discontinue en ce qui concerne l’enregistrement du temps. Une grande partie du temps n’y est pas enregistrée sous la forme d’une séquence sédimentaire, mais sous celle de l’absence de sédiment. Autrement dit, les lacunes sédimentaires couvrent un très large espace du temps (Fig. 4.24). L’enregistrement du temps est donc particulièrement discontinu dans ces bassins.

86

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4.1.7 - DOMAINE CONTINENTAL Dans le domaine continental, les zones de sédimentation sont liées à des conditions particulières. Les bassins sont contrôlés par les conditions tectoniques locales. Dans les régions désertiques, qu’il s’agisse de régions chaudes ou froides, peuvent exister de vastes espaces sièges d’une sédimentation éolienne (ergs, dunes, lœss). L’enregistrement y est particulièrement discontinu. Un second type de bassin est constitué par les cuvettes lacustres associées à des dépressions morphologiques (surcreusement glaciaire, barrage) ou à des structures tectoniques (rifts). Ces bassins sont relativement éphémères à l’échelle géologique. Les lacs morphologiques sont particulièrement sensibles aux conditions environnementales, soit qu’ils se comblent très vite (lac du Grésivaudan comblé en moins de 5000 ans, lac du Claps de Luc-en-Diois comblé en 350 ans, Fig. 4.25), soit qu’ils s’assèchent (mer d’Aral, lac Tchad). con

e if d

Mis

N

R Claps H1

Grand Lac

Lesches-en-Diois

40

20

H2 Beaumont Les Tours

La

e ôm Dr

0

1

2

3

km

Fig. 4.25 - Claps de Die Reconstitution de l’extension et de la bathymétrie du Grand Lac en 1142 ; isobathes 10 m, en gris le remplissage sédimentaire, H1 et H2 = emplacement de deux carottages. Le Claps de Die est un éboulement qui a barré la vallée de la Drôme en 1142 ; en arrière du barrage s’est installé un lac qui a été progressivement comblé par les alluvions de la Drôme [d’après G. BROCARD, 2003].

Les lacs tectoniques ont une permanence plus longue pouvant atteindre 20 Ma. Ces lacs sont souvent situés à proximité de zones montagneuses, donc dans un environnement favorable à la production de sédiments (épaulements de rift par exemple). Ils constituent donc de bons enregistreurs pour la durée de leur existence (Fig. 4.26).

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

87

N

S

1 km

2 km

40 msTWT

N 5 4R 4 Erosion 3

2b I 2a 40 msTWT

1a

1 km

Fig. 4.26 - Lac du Bourget Profil sismique dans le lac du Bourget [d’après E. CHAPRON, 1999] Les différentes unités, distinguées grâce à leur réponse sismique, correspondent à la moraine würmienne (1a), au remplissage d’un lac d’abord sous-glaciaire (2a, 2b), puis alimenté par des eaux de fonte glaciaire (3), et enfin par des apports fluviatiles (4 et 5). L’ensemble représente donc environ 10 000 ans d’enregistrement. Des discontinuités apparaissent au niveau de plusieurs surfaces d’érosion et de masses remaniées mise en place brutalement, en particulier dans la séquence 4R.

4.1.8 - BASSINS INTRA-MONTAGNEUX Les bassins intra-montagneux sont des bassins d’altitude. Ainsi l’Altiplano Andin se situe à près de 4000 m d’altitude moyenne ; le bassin du Qsaidam au Nord-Est du Tibet est situé à une altitude moyenne de 2500 m. La particularité de ces bassins est qu’ils sont cernés par des reliefs élevés. Ils ne résultent pas d’un véritable régime de subsidence au sens classique, mais du fait que la tectonique entraîne une surrection de leurs bordures. Ils sont souvent endoréiques et recueillent les sédiments issus de l’érosion des bordures ; dans le cas de l’Altiplano, il s’y ajoute une importante fraction volcaniclastique. La sédimentation y est très irrégulière dans le temps et dans l’espace (Fig. 4.27). L’enregistrement n’est donc ni fidèle ni continu en ce qui concerne le temps-durée ; en revanche il est riche d’informations sur l’environnement régional tectonique et climatique, voire dans le cas de l’Altiplano volcanologique, et donc sur le temps-instant.

m

Précambrien

10 km Silurien

Faille normale

3 10

Crétacé sup.

Tertiaire

Faille inverse, chevauchement

Dévonien-Carbonifère

6

CORDILLÈRE ORIENTALE E

27 Ma

10 Ma

6 Ma

3 Ma

Contacts tectoniques

Chevauchements Chevauchements Huarina Coniri

BASSIN POOPO

Fig. 4.27 - Le bassin de l’Altiplano en Bolivie

Décrochement

Cambrien-Ordovicien

10

6

Faille Chuquichambi

BASSIN CORQUE

Chevauchements Turco

a - Géométrie du remplissage sédimentaire syn-tectonique du bassin. b - L’enregistrement du temps dans le remplissage sédimentaire syntectonique. En gris les sédiments, en blanc les lacunes [d’après P. ROCHAT, 2002].

b

0

4000

Faille San Faille Andrès Santa Lucia 6 10

a W BASSIN MAURI-VILLAFLOR

88 II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

89

4.2 - EFFETS DE LA DIAGENÈSE La diagenèse regroupe l’ensemble des processus qui conduisent à la transformation des sédiments en roches. Un processus diagénétique important est le tassement, essentiellement assuré par le poids des sédiments sus-jacents (Fig. 4.28), mais également par la charge tectonique dans le cas des bassins flexuraux. Il se traduit par une perte de porosité que l’on sait mesurer et modéliser (Fig. 4.29). Ce processus est donc sans conséquence majeure en ce qui concerne l’enregistrement du temps par les roches ; il n’introduit un biais que si l’on cherche à mesurer des vitesses (de sédimentation par ex.), biais que l’on sait en général estimer à partir de mesures de porosité (Fig. 4.29).

Fig. 4.28 Tassement différentiel Hunza L’image montre un ancien dépôt lacustre d’âge glaciaire dans la vallée de Hunza (Karakoram, Pakistan). Un très gros bloc transporté par un glaçon ("dropstone" ) a été enseveli dans les sédiments lacustres. La diagenèse, consécutive à l’assèchement, s’est traduite par un tassement plus important au niveau du dropstone. Porosité (%) 0 0

20

40

60

80

2m

Fig. 4.29 - Variation de la porosité en fonction de la profondeur d’enfouissement Cas d’un sédiment marin argileux [d’après B. BEAUDOIN et al., 1987]

0,5

Enfouissement (km)

1

1,5

2

2,5

3

3,5

L’effet des autres processus diagénétiques (dissolution, recristallisation, action bactérienne) est plus difficile à évaluer. Il est par ailleurs extrêmement variable en fonction des milieux de sédimentation. Certains forages océaniques (IPODE-ODP) ont rencontré des sédiments pélagiques vieux de plus de 60 Ma qui n’avaient subi comme seul processus diagénétique qu’une faible compaction. La dissolution est un processus qui peut modifier profondément le signal. On peut cependant parfois, grâce à une analyse extrêmement fine, caractériser les effets de l’évolution diagénétique sur une colonne stratigraphique et obtenir ainsi une information sur le "temps de la diagenèse" (Fig. 4.30).

500 m

env. 161 env. 164

env. 152

Calcaires

Pélites charbonneuses Emersion-érosion

Calcaires

Conglomérat Emersion-érosion Dolomies

Calcaires micritiques

Calcaires à Protoglobigérines Calcaires à Entroques

Calcaires noduleux “marbre de Guillestre”

Calcaires à Calpionelles

Fig. 4.30 - Evolution diagénétique du Jurassique Briançonnais

Remplissage karstique

env. 166 env. 191

228 Décollement gypse

209

201

199

env. 152 env. 164

env. 145

NAPPE DE PEYRE-HAUTE

env. 145

Pédogenèse Remplissage

Remplissage

Pédogenèse

Remplissage

Compaction

Fracturation Ciment pallissadique

Pédogenèse

Remplissage

Remplissage

Remplissage

Dolomitisation

Dédolomitisation

Fracturation Ankéritisation

Spéléothèmes

Calcite mosaïque

Ciment syntaxial

Silicification

Pyritisation

Stylolitisation

Remplissage pélagique

Fracturation

Silicification

191-166

166-164

164-161

après 161

après 145

Au cours du Jurassique, le domaine briançonnais a subi une émersion-érosion importante que l’on situe entre le Sinémurien (vers 191 Ma) et le Bathonien supérieur (vers 166 Ma). Dans la nappe de Champcella, toutes les formations postérieures au Ladinien (environ 237 Ma) ont été érodées ; dans la nappe de Peyre-Haute, les séquences du Jurassique inférieur et moyen sont plus ou moins conservées. Le "log diagénétique" permet de caractériser toute une série d’événements et de reconstituer l’évolution complexe du domaine [d’après M.E. CLAUDEL, 1994].

CS : Crétacé supérieur TB : Tithonien-Berriasien CK : Callovien-Kimméridgien

247 Décollement gypse

242

env. 152 env. 164 env. 230

env. 145

NAPPE DE CHAMPCELLA

CS

CK TB

Ladinien

CS Rhétien Hett. Sin. CK TB Norien Ladinien

Anisien

Olenekien

30 m

Tith-Berri Cal. Oxf-Kimm Bathonien sup. Lias

Pélagique

Plate-forme externe Plate-forme interne

Plateforme externe

90 II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

91

4.3 - EFFETS DE LA DÉFORMATION La déformation joue un rôle fondamental, et assez paradoxal, dans la genèse et la conservation de l’enregistrement du temps. En effet, c’est grâce à la dynamique lithosphérique que sont produits les sédiments, très directement en ce qui concerne les sédiments détritiques, à travers les apports chimiques en ce qui concerne les sédiments biogéniques. C’est donc bien grâce à la dynamique lithosphérique que l’on dispose sur Terre d’un enregistreur suffisamment dilaté pour être précis. Sur les "astres morts", la production sédimentaire se limite la plupart du temps à l’arrosage météoritique et aux débris provoqués par les impacts ; elle est donc extrêmement limitée à la fois en quantité et en surface. Ainsi, sans dynamique lithosphérique, donc sans déformation, l’enregistrement du temps est restreint à sa plus simple expression. Mais paradoxalement, sur Terre, le même phénomène, la dynamique lithosphérique, aboutit à détruire l’enregistrement. La création de reliefs en surface aboutit à l’érosion des roches préexistantes et donc à la perte de l’information qu’elles contiennent. En profondeur, les conditions thermodynamiques débouchent sur des transformations physiques qui conduisent à remplacer l’information par une autre, et donc encore à la perte de l’information originelle (Fig. 4.31).

Sédimentation marine

Transport

Erosion

Soulèvement Emersion

Métamorphisme orogénique

Erosion

Transport Sédimentation continentale

Magmatisme de subduction

Erosion

Métamorphisme Magmatisme intraplaque océanique Magmatisme d’accrétion Métamorphisme de subduction

Fig. 4.31 - Cycle de la matière [d’après J.M. CARON et al., 2003]

4.4 - ENREGISTREMENT PAR LES AUTRES TYPES DE ROCHES Les roches magmatiques et métamorphiques constituent également des enregistreurs du temps. Mais dans ces roches, ce qui est enregistré, c’est un état thermodynamique : état d’équilibre entre différents minéraux, changement d’état par cristallisation… C’est donc le "temps-instant" et non le "temps-durée" qui est conservé. En effet, même si aucun de ces processus n’est réellement instantané, à l’échelle de temps des phénomènes géologiques, on peut les considérer comme tels. Par exemple, les coulées de lave se mettent en place en quelques heures, ou en quelques jours, exceptionnellement quelques mois ; elles peuvent mettre assez

92

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

longtemps à refroidir ; ainsi l’ignimbrite de Katmai (Alaska), mise en place en 1912, a mis plus de 50 ans à se refroidir. Dans le cas des événements géologiques, la précision des méthodes d’analyse est encore largement insuffisante, comme nous le verrons dans les prochains chapitres (voir Chap. 5, 6, 7) et ne permet généralement pas d’atteindre un degré d’analyse suffisamment fin pour accéder à ce type d’information, sauf dans certains cas au Quaternaire. De même la mise en place de cendres ou d’aérosols volcaniques, qui peut durer parfois quelques années dans le cas d’éruptions cataclysmiques (voir Chap. 5, Fig. 5.20), peut être considérée comme instantanée à l’échelle géologique. Donc dans ces roches, on caractérise une succession d’événements, sans avoir d’accès direct au temps qui les sépare. C’est par exemple le cas de la mise en place des ceintures de granitoïdes au niveau des marges en convergence. Il est possible de caractériser minéralogiquement, ou géochimiquement, des corps granitiques différents ; on peut les dater de façon relative, grâce à des relations de recoupement ; on les date par des méthodes radiochronologiques (voir Chap. 6) ; on obtient ainsi une succession d’événements, séparés par des périodes où l’information manque (Fig. 4.32 et 2.11).

100 km

Leucogranites Granites peralumineux

Granites subalcalins potassiques Granites calco-alcalins

Fig. 4.32 - Granites de Bretagne Extrait de la Carte géologique de France au 1/1 000 000 [J. CHANTRAINE et al., © 1996, BRGM - www.brgm.fr] Les granitoïdes du Massif armoricain constituent deux ceintures. Au nord, des granitoïdes cadomiens (2-7 : 670 à 541 Ma) sont recoupés par des batholites hercyniens (15-19 : 355 à 285 Ma). Au sud, la ceinture sud-armoricaine est composée de faciès variés imbriqués mis en place en plusieurs épisodes (14 : 385 à 355 Ma, 15-16 : 355 à 335 Ma, 17 : 335 à 305 Ma, 18-19 : 305 à 285 Ma).

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

93

Dans le même ordre d’idée, on peut analyser finement, dans un échantillon (Fig. 4.33) ou dans un massif, les ensembles de minéraux à l’équilibre (en contact entre eux sans bordures de réaction), et qui constituent des successions de paragenèses métamorphiques.

1 mm

1 mm

1 mm

a

b Fig. 4.33 - Paragenèses métamorphiques

a - Association à l’équilibre d’orthopyroxène (jaune), de sillimanite (violet) et de quartz (gris). Cette paragenèse caractérise un environnement de très haute température (900 °C) et haute pression (environ 10-12 kbar) : faciès granulite UHT (Ultra Haute Température). Image en lumière polarisée-analysée (LPA), Arequipa (Pérou), daté à 1,1 Ga [photo J.E. MARTELAT]. b - Association à grenat, staurotide, biotite. Image supérieure en lumière polarisée (LP), image inférieure en lumière polarisée analysée (LPA), massif de Belledonne, série d’Allemont [photo J.E. MARTELAT]. Remarquer la rétromorphose de la biotite, du staurotide et du disthène, qui contiennent de nombreuses inclusions de nouveaux minéraux. On a donc deux événements (P1T1 et P2T2). Dans les conditions P2T2, le staurotide n’est plus stable.

On parvient à dater ces paragenèses successives par des méthodes radiochronologiques. On obtient donc une succession d’événements thermodynamiques, mais sans disposer d’information directe sur les conditions durant le temps qui les sépare (Fig. 4.34 et 4.35). L’enregistrement concerne certains instant ; il n’est donc pas continu.

94

II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

5 mm

ru qz

ru

par

co qz ctd

qz

par

ru std phe ru

par

ky

ky qz opm

grt

ru

phe

phe

phe

ky grt

ru

co

ky

phe

qz

qz

grt par

phe jd ru

ky

std co

Fig. 4.34 - Minéraux inclus Dora Maira Schéma de lame mince dans les faciès de ultra-haute-pression (schistes blancs, UHP) de Dora Maira (Alpes piémontaises, Italie). La paragenèse UHP comporte : grenat (grt), disthène (ky), jadeite (jd), phengite (phe), coesite (coe), rutile (ru) et minéraux opaques (opm). Au cœur du grand porphyroblaste de grenat, on note la présence de chloritoïde (ctd), staurotide (st), disthène, paragonite (par), quartz (qz) qui ne provient pas d’une rétromorphose de coesite (et donc témoigne d’une pression un peu plus faible), et de rutile, cependant que, à la périphérie, sont seuls présents disthène, phengite, rutile et coesite (partiellement rétromorphosée en quartz). Ceci suggère que le développement du grenat ait été contemporain de l’augmentation de pression (métamorphisme prograde) puisque sa périphérie a enregistré des pressions plus élevées [d’après R. COMPAGNONI et al., 1994].

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES

95

30

105

55-50 Ma Eclogite à coesite

Eclogite à lawsonite

site Coe tz r a u Q

Eclogite

20

70 Granulite à disthène

Haut-Himalaya

Schistes bleus à lawsonite

10

Profondeur (km)

Pression (kb)

Tso Morari

Granulite à grenat cpx

sb à épidote

40-35 Ma

50-45 Ma

35

30-25 Ma Granulite à cpx-opx

30 Ma Schistes verts 20 Ma

Amphibolite 3 Ma

0 0

200

600

0 1000

Température (°C) Fig. 4.35 - Chemins Pression-Température-temps (P-T-t) en Himalaya On a reconstitué les variations de conditions métamorphiques (chemins Pression-Températuretemps = P-T-t) de deux ensembles métamorphisés durant la collision himalayenne. Le Tso Morari (Ladakh) a subi une subduction profonde. Le cristallin du Haut-Himalaya a subi un métamorphisme de collision (moyenne pression - moyenne température). Pour chacun des ensembles, on reconstitue l’évolution des conditions de pression (profondeur) et de température à différents moments (étoiles), et on parvient à en dater quelques-uns (losanges avec âges) grâce à la géochronologie (voir Chap. 6) [données d’après S. GUILLOT et al., 2003 ; M. SCHLUPP, 2003].

7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

Le temps est un fleuve fait d’événements. MARC AURÈLE

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE Attribuer un âge à un personnage, un objet, ou un phénomène quelconque, nécessite de disposer d’un instrument de mesure, une horloge, et de pouvoir se corréler à cette horloge. Il existe deux types principaux d’horloges. Celles qui sont fondées sur un phénomène oscillant ou périodique, tel le battement d’un pendule (mécanisme à échappement des montres et pendules), et celles qui sont fondées sur la mesure d’un phénomène continu, tel l’écoulement d’un certain volume de matériau (horloges à eau = clepsydre, sablier). Historiquement les deux méthodes ont été utilisées. Les calendriers ont été fondés sur le premier mode, en utilisant les alternances jour - nuit, les phases de la Lune, les saisons. La mesure à l’échelle de la journée a fait appel au deuxième mode, en utilisant 6 des horloges à eau, ou la longueur et l’orientation de l’ombre d’un bâton (gnomon, cadran solaire). Les phénomènes géologiques eux5 mêmes appartiennent soit au mode oscillant, soit au mode continu (Fig. 5.1). 4

Paramètre

3 2

Fig. 5.1 - Différents types d’évolution de phénomènes en relation avec le temps (1) Décroissance avec le temps (désintégration radioactive) ; (2) Cas idéal d’un phénomène proportionnel au temps ; (3) Evolution continue irréversible à vitesse variable (évolution biologique) ; (4) Evolution oscillante (géochimie) ; (5) Evolution périodique (cycles de précession) ; (6) Evolution alternée (magnétisme) [d’après P. RAT in C. POMEROL et al., 1980].

1 Temps

5.1 - MÉTHODES FONDÉES SUR DES PHÉNOMÈNES OSCILLANTS Les phénomènes oscillants peuvent être périodiques, c’est-à-dire que le même état se répète de façon régulière, comme c’est le cas de l’alternance jour - nuit, des

100

III - LES CHRONOMÈTRES

marées, des saisons, et l’on peut définir une ou plusieurs périodicités. La répétition peut aussi être aléatoire, apériodique, comme les éruptions volcaniques, la collision avec une météorite, un changement de polarité magnétique ; on parlera alors d’événements. L’origine peut être externe au globe terrestre, comme tout ce qui est lié à l’orbite terrestre, ou interne, comme les variations du champ magnétique terrestre. Ces deux catégories de phénomènes oscillants sont susceptibles d’être utilisées comme géo-chronomètres à condition d’être étalonnées.

5.1.1 - ASTROCHRONOLOGIE L’astrochronologie regroupe tout ce qui a trait au mouvement terrestre. La Terre tourne sur elle-même à une vitesse angulaire proche de 15°/h donnant l’alternance jour - nuit. La Lune tourne autour de la Terre en 27,32 jours causant le phénomène des marées, et ce dernier est sous l’effet des positions relatives de la Terre, la Lune et le Soleil, induisant l’alternance des marées de vive-eau et de morte-eau. La Terre tourne autour du Soleil en 365,26 jours, selon une orbite elliptique dont la forme varie, et son axe de rotation est incliné par rapport au plan de l’orbite (écliptique) d’une valeur variable. Ceci contrôle le flux de chaleur reçu du Soleil, et donc le climat terrestre (voir Fig. 5.8). Tous ces paramètres sont susceptibles d’influer sur la sédimentation.

5.1.2 - ENREGISTREMENT DES CYCLES DE MARÉE Conserver la trace des cycles de marée nécessite des conditions particulièrement favorables. Ceci est réalisé dans la baie du Mont-Saint-Michel, où la sédimentation est suffisante pour permettre de retrouver la succession des marées hautes et marées basses et des cycles de morte-eau - vive-eau (Fig. 5.2). Les dépôts montrent des doublets clair - sombre (alternance sable - argile) qui représentent un cycle de marée, le dépôt argileux sombre caractérisant l’étale de marée haute, où la vitesse des courants est faible ce qui permet le dépôt des particules fines. En outre ces doublets changent d’épaisseur suivant le rythme lunaire de 14 jours, passant d’alternances minces en morte-eau à des alternances plus épaisses en vive-eau. Enfin les caractéristiques de ces cycles changent en fonction des saisons, les eaux étant nettement plus agitées et chargées lors des équinoxes et des périodes de tempête de l’automne et du printemps. Il est parfois possible de retrouver ces cycles dans des séries plus anciennes. Un très bel exemple est fourni par la molasse marine miocène de Digne qui montre localement des enregistrements des cycles semi-diurnes, lunaires et annuels (Fig. 5.3). Le ravin de la Rosée permet ainsi d’observer un enregistrement à peu près continu sur environ 7 ans (R. COÜEFFÉ et al., 2004), mais interrompu à sa base comme à son sommet par des hiatus dont on ignore la durée précise. On dispose donc dans ce cas particulier d’un enregistrement très fin (très haute résolution), que l’on ne peut toutefois pas situer exactement dans le Burdigalien (20,44-15,97 Ma).

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE Flot Jusant Etale Flot

1 à 15 mm

1 à 15 mm

Flot Etale Flot

101

Flot Etale Flot Etale

Flot Jusant Etale Flot Jusant Etale

Eté

b me

ve

me (3)

me ve me

1 à 2 cm

ve

5 à 10 cm

5 à 10 cm

me

c

Printemps

(2) 10 à 15 cm

(1)

a

Hiver Automne Eté Printemps Hiver Automne Eté

me (4)

(5)

Fig. 5.2 Tidalites de la baie du Mont-Saint-Michel

Différents cycles tidaux sont enregistrés dans les sédiments actuels (tangue) de la baie du Mont-SaintMichel (Manche) [d’après B. TESSIER et al., 1989 ; C. LARSONNEUR et al., 1994]. a - Enregistrement des cycles de marée : (1) sous forme de doublets sable - silt à dominante sableuse (haut) ou à dominante silteuse (bas), ces doublets correspondent au dépôt de sédiments portés par le courant de flot (marée montante) et de dépôts plus fins durant l’étale de haute mer ; (2) idem avec dépôt durant le reflux (jusant). b - Enregistrement des cycles lunaires ; les épaisseurs des doublets sont corrélées à l’énergie des marées, plus épais lors des marées de vives eaux (ve = à fort coefficient lors de la Pleine Lune et de la Nouvelle Lune) que lors des marées de mortes eaux (me = à coefficient faible lors du Premier et du Dernier Quartier) ; (3) dominante sableuse ; (4) dominante silteuse ; (5) laminations très fines. c - Enregistrement de cycles annuels avec une dominante sableuse à litages plans durant l’automne et l’hiver, suivie de litages onduleux (rides) à lits sableux minces au cours du printemps et de lits pélito-argileux fins pendant l’été.

Fig. 5.3 - Tidalites de la molasse de Digne Cycles annuels et cycles lunaires dans la molasse marine burdigalienne d’Auribeau (vers 18 Ma) ; une tranche de l’affleurement a été nettoyée pour bien exposer les alternances ; échelle donnée par le trousseau de clés [photo Réserve Géologique de Haute-Provence]

102

III - LES CHRONOMÈTRES

5.1.3 - ENREGISTREMENT DES CYCLES SAISONNIERS Varves Les varves sont des sédiments caractérisés par l’alternance rythmique de bandes millimétriques sombres et plus claires, que l’on rencontre dans les lacs de zones froides (hautes latitudes ou lacs d’altitude, y compris les lacs de barrages hydroélectriques). L’observation montre qu’un couplet (bande claire - bande sombre) montre un contact franc à la base de la bande claire, et un contact transitionnel entre la partie claire et la partie sombre. Ce couplet correspond à un dépôt annuel. En été se déposent des matériaux détritiques et des carbonates à l’origine de la bande claire ; en hiver se déposent des argiles et de la matière organique à l’origine de la bande sombre. En comptant le nombre de doublets, on peut remonter à l’âge du début de la sédimentation (Fig. 5.4), ou dater précisément un événement particulier. A partir de lacs scandinaves, il a été possible d’établir une échelle sur 15 000 ans.

Stries de croissance des organismes Le squelette de nombreux organismes présente des stries de croissance. Chez les Polypiers, il s’agit de stries journalières. En effectuant des comptages sur des formes du Dévonien (419-359 Ma), on a pu mettre en évidence 400 stries annuelles, indiquant que la Terre tournait sur elle-même plus vite au Dévonien qu’à l’heure actuelle. De nombreuses espèces montrent des stries saisonnières ou annuelles ; elles renseignent sur le temps-durée (Fig. 5.5).

Dendrochronologie Les stries de croissance les plus classiques sont celles des arbres. Dans les pays à saisons contrastées, le bois montre des cernes qui correspondent à la croissance annuelle. A la belle saison, l’activité biologique est intense ; la circulation de la sève est importante ; les vaisseaux du bois sont larges et nombreux. En saison hivernale, l’activité est réduite ; peu de vaisseaux de faible diamètre sont produits. On obtient ainsi des cernes annuels caractérisés par une zone claire assez large, correspondant à la saison estivale, et une zone plus sombre, plus dense et plus mince, correspondant à la saison hivernale (Fig. 5.6 et 5.7). Par ailleurs les cernes ne sont pas d’épaisseur constante. Celle-ci est très dépendante

Fig. 5.4 - Varves Quaternaire du lac d’Annecy : sondage Saint-Jorioz (Annecy) ; l’image couvre un peu plus de 240 ans [photo C. BECK].

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

103

des conditions climatiques du moment. Les années de sécheresse ou de canicule (comme l’été 2003) se traduisent par des cernes étroits (si l’arbre a survécu !). a

c

Hiver 1 Hiver 2 Hiver 3

3 cm

b

4 cm

d

3 cm

2 mm

Fig. 5.5 - Stries de croissance a - Polypier actuel (Porites astreoides, âgé de 16 ans). b - Polypier silurien (Paleofavosites prolificus, âgé de 16,5 ans lors de la fossilisation) [d’après D.L. KISSLING, © 1977, BRGM - www.brgm.fr]. c - Mollusque actuel (Cerastoderma edule, âgé de 3 ans). d - Détail de stries d’une coquille de Lamellibranche (lame mince) [photo A. ARNAUD].

a

b Fig. 5.6 - Dendrochronologie Section de deux arbres ayant succombé à la canicule de l’été 2003 a - Cedrus atlantica, âgé de 74 ans (rayon 55 cm). b - Sequoia gigantea, âgé de 115 ans (rayon 125 cm).

104

III - LES CHRONOMÈTRES

Fig. 5.7 - Paléodendrochronologie Tronc silicifié de Araucariodendron, Crétacé inférieur (vers 125 Ma) de Puyango (Equateur), formation Bosque Petrificado (rayon 45 cm) ; l’arbre âgé d’une soixantaine d’années a été fauché par une nuée ardente et enseveli sous ses dépôts.

Pour connaître l’âge d’un arbre on prélève une carotte de bois et l’on compte les cernes (Fig. 5.8). a

Séquences observées sur des bois d’âge connu 1 mm

Largeur des cernes

1 mm

1 mm

1 mm

1 mm Séquence moyenne de référence 1700

b

1800

1900

Observation : mesure des cernes 1 mm Synchronisation avec la courbe moyenne 1 mm

1 mm Décompte arrière des années Age de coupe = datation env. 1850

1990

Fig. 5.8 - Echelle dendrochronologique a - Construction d’une échelle dendrochronologique. Celle-ci est construite à partir de bois dont on connaît l’âge par carottage dans des arbres vivants ou à partir de pièces de bois de construction (édifices, navires) bien datés. On établit ainsi une échelle de référence moyenne valable localement pour une espèce de bois. b - Datation d’une pièce de bois par comparaison du profil dendrochronologique avec l’échelle de référence moyenne [d’après G. LAMBERT et C. LAVIER in J.C. MISKOVSKY Ed., 1985].

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

105

On peut mettre en évidence, et dater, des variations climatiques grâce à des arbres à grande longévité. Certains séquoias de l’Ouest américain et certains oliviers du Bassin méditerranéen remontent à 2000 ans, certains pins de l’Ouest américain à 5000 ans. On a pu, par corrélation de proche en proche, construire une échelle dendrochronologique (voir Fig. 5.8) qui permet de dater les bois utilisés en construction (poutres, huisseries, peintures sur bois, piles de ponts, quilles de navires…). En Europe, l’échelle a été construite à partir du chêne ; elle permet de remonter à 7200 ans BP et de dater les objets, souvent à l’année près. Cette méthode se révèle donc très précieuse en archéologie. Elle permet aussi de dater des événements géologiques non-répertoriés dans les chroniques (séismes, éruptions volcaniques, voir Fig. 6.23, p. 156).

5.1.4 - ENREGISTREMENT DES CYCLES ORBITAUX Les cycles orbitaux sont liés aux irrégularités du mouvement terrestre par rapport au Soleil. Leur rôle pressenti depuis longtemps, a été précisé par MILANKOVITCH, d’où le nom de cycles de MILANKOVITCH. Les trois paramètres majeurs sont la variation d’excentricité (ellipsicité) de l’orbite, la variation d’inclinaison de l’axe de rotation terrestre (obliquité ; mesurée par TCHOU KONG de LuoYang 1100 AC et PYTHÉAS de Phocée-Marseille 350 AC) et l’instabilité de cet axe (précession des équinoxes, mise en évidence par HIPPARQUE de Nicée, 190-120 AC). L’orbite de la Terre autour du Soleil varie entre une forme elliptique (ellipsicité = 0,0607) et une orbite presque circulaire (ellipsicité = 0,0005). Actuellement l’ellipsicité est de 0,0167. La période principale est de 95 000 ans, avec un harmonique à 410 000 ans. Lorsque l’orbite est plus elliptique, les saisons extrêmes (hiver et été) sont à la fois plus courtes et plus contrastées qu’à l’heure actuelle (Fig. 5.9). emin = 0

SOLEIL

eactuelle = 0,02 emax = 0,07

a Excentricité 0,05

0,025

0 – 400

b

– 300

– 200

– 100

Temps (w 1000 ans)

Fig. 5.9 - Forme de l’orbite (excentricité = ellipsicité) a - Forme de l’orbite. b - Variation sur 500 000 ans.

0

106

III - LES CHRONOMÈTRES

L’axe de rotation de la Terre est incliné par rapport à la normale au plan de l’écliptique, et cet angle varie entre 22° 02’ et 24° 30’. Il est actuellement de 23° 27’. La période est de 41 000 ans. Lorsque l’obliquité est maximale, les saisons sont plus contrastées (Fig. 5.10). Angle mini 21° 59’

C.P.

Angle maxi 24° 50’

Nor

T. C a

nce

Eq. T. C a C.P.

d

pric

Sud

r

orn

e

Angle actuel 23° 30’

a

b

Variations de l’obliquité

Angle (degrés)

25

24

23

22

c

– 400

– 300

– 200

– 100

0

Temps (w 1000 ans)

Fig. 5.10 - Inclinaison de l’axe de rotation (obliquité) a - Variation de l’angle. b - Balayage des tropiques et des cercles polaires. c - Variation sur 500 000 ans.

Cet axe de rotation est instable. La Terre n’étant pas parfaitement sphérique, l’action du Soleil, de la Lune et des autres planètes sur le bourrelet équatorial induit une rotation de l’axe autour de sa position moyenne, avec une période de 26 000 ans, et un mouvement des apsides (mouvement de "hula hop", période 126 000 ans). Le résultat est un avancement du moment des équinoxes (et des solstices) de l’ordre de 25 min par an. La périodicité résultante est de 21 500 ans. Actuellement la Terre est la plus proche du Soleil le 3 janvier, ce qui se traduit par des hivers relativement plus tièdes dans l’hémisphère nord et des étés relativement plus frais dans l’hémisphère sud. Dans 11 000 ans, la situation sera plus contrastée (hivers plus froids dans l’hémisphère nord et étés plus chauds dans l’hémisphère sud) (Fig. 5.11).

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

107

a

b

Automne

d Automne

Printemps Aphélie

Hiver

Eté

Eté Périhélie

Hiver

Hiver

Eté

Printemps

Automne

Printemps

Il y a 26 000 ans

Il y a 13 000 ans

Actuel

c

Angles (degrés)

360

180

0

– 400

– 300

– 200

– 100

Temps (w 1000 ans)

0

e

Fig. 5.11 - Instabilité de l’axe de rotation (précession) a - Cône de nutation de l’axe de rotation. b - Rotation de l’axe des apsides. c - Position de l’axe sur un cycle de 26 000 ans. d - Carte du ciel montrant l’Etoile polaire vers laquelle pointe actuellement l’axe et Céphée vers lequel il pointera dans 10 000 ans. e - Variation sur 500 000 ans.

Les variations de l'orbite terrestre influent sur l’ensoleillement, et donc sur le climat, et en conséquence sur la production sédimentaire, qu’elle soit de nature biologique (Diatomées, Coccolites), ou de nature clastique (importance des précipitations et des zones désertiques). Ces périodicités sont enregistrées dans certaines séquences sédimentaires. Elles sont caractérisées dans différents environnements. La série quaternaire du lac Baïkal, par exemple, montre des variations de la teneur des sédiments en Diatomées, qui reflètent l’adaptation de la productivité de ce groupe aux variations climatiques (Fig. 5.12).

108

III - LES CHRONOMÈTRES Température maximale de l’air en été

Baïkal carotte BDP 96-2 % de silice biogène 25

50

15

20

25

30

Susceptibilité magnétique 3

6

0

0

2 4

100

6

200

8

300 Age (ka)

200

10 400 12 500

Stade isotopique

0

I18O ODP 677

14 600 16 700 18 800

20

Fig. 5.12 - Enregistrement paléoclimatique dans le lac Baïkal Taux de silice biogénique caractérisant l’activité des Diatomées, comparé aux températures maximales d’été reconstituées pour la Sibérie, à la variation de I18O dans la carotte ODP 677 (marge du Groenland) pris comme référence paléoclimatique, et à la variation de susceptibilité magnétique dans les lœss de Chine du Nord [d’après D.F. WILLIAMS et al., © 1997 avec la permission de AAAS].

Dans les séquences pré-évaporitiques de la série messinienne et dans le Pliocène du Bassin méditerranéen, on a pu mettre en évidence une périodicité climatique, et ainsi mieux contraindre la durée de l’événement messinien (Fig. 5.13). S

N

N

S

4m

a

30 cm

b

Fig. 5.13 - Cycles astronomiques a - Cycles d’excentricité dans les craies (Trubi) du Pliocène (Scala dei Turchi, Agrigente, Sicile) ; chaque lit représente un cycle de 95 000 ans et chacun des bancs plus épais un cycle de 410 000 ans. b - Cycles de précession dans les marnes à Diatomées (Tripoli) du Messinien inférieur (monte Mucculuffa, Caltanissetta, Sicile) ; chaque lit (environ 30 cm) représente un cycle de 20 000 ans.

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

109

Insolation

Zones de nanno. Chron mag. Sous-chron Polarité mag.

Précession

Etage

Echelle du temps astronomique [d’après LOURENS et al., 1996] Age (Ma)

Lithologie

Cycle

Coupe Formation Polarité mag.

Mètres

Coupe synthétique [d’après LANGEREIS & HILGEN, 1991]

Zones de foram.

De telles séquences périodiques sont caractérisées dans de nombreuses coupes, couvrant tout l’ensemble tertiaire et quaternaire (de 66 Ma à nos jours) (Fig. 5.14), et permettent de préciser de manière très fine les durées des différents étages (voir Fig. 8.3, p. 198-199).

PLAISANCIEN

GSSP Gélasien

KAENA

MAMMOTH

GSSP Plaisancien

ZANCLEEN

COCHITI

NUNIVAK

SIDUFJALL

THVERA

GSSP Zancléen

Arenazzolo

Fig. 5.14 - Astrochronologie Pliocène de Sicile [d’après F. HILGEN et al., 1999 ; L. LOURENS et al., © 1996 American Geophysical Union]

110

III - LES CHRONOMÈTRES

Ces séquences climatiques sont également mises en évidence dans des séquences plus anciennes comme, par exemple, dans les séries mésozoïques du bassin vocontien (Fig. 5.15 et 5.16 ci-contre).

30 cm

Fig. 5.15 Alternances vocontiennes Crétacé inférieur de Vergons (Alpes - de - Haute - Provence), néostratotype du Barrêmien [photo A. ARNAUD]

5.1.5 - MAGNÉTOSTRATIGRAPHIE Inversions Le champ magnétique terrestre subit des modifications aléatoires qui se traduisent par une inversion des polarités : les inversions magnétiques. Ces inversions peuvent être de longue durée, on parle alors de périodes inverses, en opposition aux périodes normales où le champ est conforme à la polarité actuelle. On observe aussi des périodes de changement de brève durée, on parle alors d’événement (événement Olduvai entre 1 000 000 et 920 000 ans), ou de durée très brève, on parle alors d’excursion (excursion de Laschamps à 41 000 ans). Il n’y a aucune périodicité du phénomène qui est complètement aléatoire, mais qui est global. Les roches, volcaniques ou sédimentaires, enregistrent le champ magnétique régnant au moment de leur consolidation. Si l’on peut établir une échelle des changements de polarité magnétique en fonction du temps, en utilisant des roches datées par une autre méthode, il devient possible d’utiliser la réponse magnétique des roches comme géochronomètre (Fig. 5.17 ci-après). Jusqu’à 160 Ma, l’échelle est établie à partir des anomalies magnétiques océaniques, elle est donc relativement bien contrainte (Fig. 5.17a). Au-delà, elle s’appuie sur des mesures de séries à faciès marin profond affleurant à terre, et que l’on suppose continues (Fig. 5.17b). Des travaux en cours permettront de prolonger cette échelle dans le Paléozoïque inférieur, et même le Précambrien supérieur. Dans le domaine océanique, la méthode paléomagnétique a permis d’apporter, dans les années 1960, les premières preuves irréfutables de l’expansion océanique. Elle est devenue un outil de routine pour dater la lithosphère océanique, en réaliser la cartographie, évaluer les vitesses d’ouverture, et reconstituer les évolutions cinématiques (Fig. 5.18 ci-après). La seule limitation vient de l’existence de périodes, parfois très longues, sans inversion, comme au Crétacé entre 118 et 84 Ma.

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE a

m

111

Ma

200

b

Ma 4

130,8 anguli costata

180 balearis 160

supérieur

140

(1)

3

sayni

120

2

HAUTERIVIEN

100

80

nodoso plicatum 1

inférieur

60

cruasense

40

20

(2)

loryi

radiatus 133,9

0

0 20

40

60

80 100

CaCO3 (%)

c

Filtre 1/20,2 KA Ma – 4

–3 –2 –1

0

1

2

3

Filtre 1/38 KA Ma – 15

4

– 10

–5

0

5

10

15

2,60

5,60

2,55

5,55

2,50 5,50

2,45

5,45

(1)

5,40

(2)

2,40 2,35

5,35

2,30

5,30

2,25 2,20

5,25 20

40

60 80 CaCO3 (%)

100

20

40

60

80

100

CaCO3 (%)

Fig. 5.16 - Rythmicités astronomiques des alternances vocontiennes Hauterivien d’Angles (Alpes-de-Haute-Provence) [d’après F. GIRAUD, 1995] a - Profil lithologique et zones d’Ammonites ; les bancs calcaires sont en blanc, les interlits marneux en jaune pâle ; le barré vertical correspond à des zones perturbées (non-traitées) et le figuré noir et blanc aux zones slumpées (également non-traitées). b - Variations de la teneur en CaCO3 le long du profil, rapportée à l’âge ; pour cela il a fallu estimer une vitesse de sédimentation moyenne en se fondant sur les zones d’Ammonites et de Microfossiles. c - Comparaison du signal "teneur en carbonates" (courbe en noir) avec un rythme astronomique (courbe en rouge) pour deux intervalles particuliers de la coupe. On constate que l’alternance paraît contrôlée par les cycles de précession à l’Hauterivien supérieur (1) et par les cycles d’inclinaison à l’Hauterivien inférieur (2).

112

III - LES CHRONOMÈTRES

Messinien

1,81 2,59

C3

C3B

Tortonien

C4A

Valanginien

47,8 ± 0,2 C22

50

C3A

7,25

M11

Turonien

C21

C2A

M10N

140

95

C23

139,4 ± 0,7

Langhien

15

C24

55 C5

56,0

Berriasien

C5A

Thanétien

100

145

100,5 ± 0,4

145,0 ± 0,8

C5AC C5AD

Tithonien

60

C5C

Burdigalien

C5D

20,44

C6A

Aquitanien

C6AA C6B

C26

Sélandien

150

105

M22 M22A

Albien

61,6

152,1 ± 0,9

C27

C5E

Danien

M‘’2r’’ ?

C28

OLIGOCENE

110

C30

Maastrichtien

M32

C32

C11

33,9

35

CRETACE

Campanien

C33

126,3 ± 0,4

EOCENE

85

41,2 ± 0,5

C19

Lutétien

C20

Barrêmien

83,6 ± 0,2

C18

Bartonien

M0r

125

80

C16

37,8 ± 0,5

Santonien

C34

130

86,3 ± 0,5

89,8 ± 0,3

130,8 ± 0,5 Hauterivien

Coniacien

90

M34 M35

M36 M37

Callovien 166,1 ± 1,2 Bathonien

C17

45

165

C13 C15

Priabonien

120

75

Aptien

M33

Oxfordien

163,5 ± 1,1

M‘’1r’’

C10

C12

40

160

C8

Rupélien

M29 M30 M31

C31

28,1

30

M24 M24A M24B M25 M25A M26 M28

157,3 ± 1,0

115

C9

M23

M27

113,0 ± 0,4

70 72,1 ± 0,2

Kimméridgien

155

CRETACE

C29

66,0 ± 0,1

JURASSIQUE

C7A

Chattien

65

C6C C7

M21

59,2

C6

25

M19 M20

C5B

23,03

M18

M‘’3r’’ ?

C25

C5AA C5AB

15,97

20

M14

M17

PALEOCENE

MIOCENE

11,63 Serravallien 13,82

M13

M15

C4

10

M12A

M16

Cénomanien

Yprésien

M11A M12

93,9 ± 0,2

CRETACE

5,33

C2

Lutétien EOCENE

PLIOCENE PLEISTO

5

C1

Gélasien Plaisancien 3,60 Zancléen

135

90

45

HOLOCENE

133,9 ± 0,6

135

170

M1

168,3 ± 1,3 Bajocien 170,3 ± 1,4 Aalénien

M3

M5

175

174,1 ± 1,0

M6

M7 M8 M9

Toarcien

M10 M10N

180

Fig. 5.17 - Echelle magnétostratigraphique GPTS (Global Paleomagnetic Time Scale) du Carbonifère au Néogène [d’après M. GRADSTEIN et al., © 2012 Cambridge University Press]

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE 180

113 315

270

225 Toarcien

Norien

182,7 ± 0,7

228,4

315,2 ± 0,2

Roadien

E8

272,3 ± 0,5 E7

Bashkirien

185

230

E6

E2

323,2 ± 0,4

279,3 ± 0,6

280

235

325

190,8 ± 1,0

Serpukhovien

237,0 ± 1,0 Ladinien

285

240

Sinémurien

PERMIEN

TRIAS

JURASSIQUE

Kungurien

E3

Carnien

195

320

E5 E4

Pliensbachien

190

275

Artinskien

330 330,9 ± 0,3

241,5 ± 1,0

Anisien

290

245

290,1 ± 0,2

335 CARBONIFERE

199,3 ± 0,3 Hettangien 201,3 ± 0,2

200

E24

247,1 ± 0,2

E23

Sakmarien

E22

Olenekien E21

205

Rhétien

250

250,0 ± 0,5 Induen

E20

252,2 ± 0,5 Changhsingien 254,2 ± 0,3

E19 E18

209,5

E17

255

E16

TRIAS

210

295

295,5 ± 0,4

298,9 ± 0,2

300

220

E12

305

Capitanien

E13

265

E11

346,7 ± 0,4

303,7 ± 0,1

259,8 ± 0,4

265,1 ± 0,4

CARBONIFERE

Norien

260

345

Gzhélien

Wuchiapingien

PERMIEN

E14

340

Asselien

E15

215

Viséen

Kasimovien

350

307,0 ± 0,2

Tournaisien

355

310 Moscovien

Wordien E10 E9

225

270

268,8 ± 0,5 Roadien

315

360

358,9 ±0,4 DEVONIEN

Périodes de polarité normale en noir, et inverse en blanc. Certaines anomalies, ou groupes d’anomalies, bien caractéristiques permettent de définir des intervalles de temps dénommés "Chron" (par ex. C2A entre 2,59 et 4,2 Ma). Echelle dressée à partir des anomalies magnétiques océaniques et des forages océaniques (ODP) jusqu'à 165 Ma, en gris les zones incertaines ; avant 165 Ma, échelle dressée à partir de séquences sédimentaires à faciès marin profond.

114

III - LES CHRONOMÈTRES 50°E

60°E

70°E

30°N

80°E

90°E

Delhi

30°N

In

du

s

Kathmandu

Ga

ng

e

Mascatte

Golfe d'Oman

Calcutta

20°N

ah

20°N

Karachi

Madras

an

Socotra

Andam

10°N

Laccadives

FZ O

wen

Mu rray

Ma sir

Bombay

10°N

Nic r

Maldive

oba

Colombo SRI LANKA

s

0

0

Seychelles Chagos

10°S

10°S

Rodrigues Réunion

20°S

Maurice

50°E Ma

FZ 90° Est

20°S

60°E

70°E

80°E

90°E

0-1,8

1,8-5,3

5,3-23

23-34

34-56

56-66

66-100

C. cont.

Tibet

Dekkan

Néog.

Volc. Néog.

Quat.

Marges

Subduction

Suture

MCT

100-145 Ma

MBT

Fig. 5.18 - Age de l’océan Indien Carte dressée à partir de la datation de la croûte océanique par les anomalies magnétiques. Cette carte illustre le changement cinématique intervenu au cours de l’Eocène moyen : remplacement d’une dorsale est-ouest qui passait au Nord de l’Australie, par la dorsale actuelle orientée nord-ouest - sud-est et qui passe au Sud de l’Australie [d’après Atlas Géologique du Monde in R. CIRIO et al., 1995].

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

115

En ce qui concerne les séquences sédimentaires, la méthode s’applique couramment aux séries marines. Elle permet de contrôler les vitesses de sédimentation. Elle autorise aussi des corrélations très précises, en particulier pour les séquences néogènes et quaternaires où les inversions sont nombreuses (Fig. 5.19).

C1r.1n Cobb ? C2n C2a.1n

PLIOCENE

C2An.3n

100

C1r.1n ?

C1n

C1r.1n Cobb ?

100 C2n Réunion ?

C1.2n ?

C3n.1n C3n.2n C3n.4n ?

200

C1n

CALABRIEN

Brunhes

Puits ODP 1101 0

GELASIEN

100

Puits ODP 1096 0

CALABRIEN

GELASIEN

CAL.

Puits ODP 1095 0

C2An.1n

200

200

C3An.1n Polarité inverse

C3An.2n

Polarité normale C2A.1n

? 300

C4n.1n

GELASIEN

Intervalle non-interprété

C3Bn

300

Polarité incertaine

400

MIOCENE SUP.

C4n.2n

C2An.3n C4r.2r-1

400

C4An

C4Ar.1n

PLIOCENE

500

500 C4Ar.2n

C3n.1n

C3n.2n

570 Profondeur sous le fond (m)

600

Exemple de trois forages du Leg ODP 178 "Antarctic Glacial History and Sea-level Change". Les forages sont situés au large de la péninsule Antarctique. Les profondeurs sont en mètres au-dessous du fond. L’âge des séries a été obtenu grâce à la micropaléontologie. Le profil magnétique a été mesuré en continu sur les carottes ; il est donc continu pour autant que le carottage ait récupéré toute l’épaisseur forée (ce qui n’est pas toujours le cas). Pour aider à la corrélation des inversions de polarité magnétique, on a utilisé les enregistrements en continu de la susceptibilité magnétique (voir Fig. 5.22) [d’après P. BARKER et al., 1999].

Fig. 5.19 - Stratigraphie magnétique en milieu océanique

116

III - LES CHRONOMÈTRES

La méthode est également très utilisée pour dater les formations continentales (Fig. 5.20). Il faut cependant avoir conscience qu’elle y est d’emploi délicat, car les séries continentales sont souvent lacunaires, et caractérisées par de grandes variations, complètement aléatoires, de vitesses de sédimentation (voir Chap. 4, p. 63). L’enregistrement y est particulièrement troué. Il est donc indispensable de recouper l’information par exemple en contrôlant que la vitesse de sédimentation n’a pas varié sensiblement tout au long du profil (Fig. 5.21). GPTS 0

Profil lithologique

Profil paléomagnétique

1 1

5000 Formation Dan Khola

1r

4000

2r

2

2A

3

2Ar Formation Dobata

2,3 Ma

4,1 Ma

Formation Surai khola

3000

2000

4

3 3r

5

3A

6

3B 4 4r

8

4A

Formation Chor khola

7 Ma

1000

Formation Bankas

11 Ma

0

7

9

5 10

5r 5A

11

12

5Ar 5AA

13

Chron Ma Fig. 5.20 - Magnétostratigraphie des séquences continentales des Siwalik du Népal Ce profil magnétostratigraphique des formations continentales du bassin flexural d’avant-chaîne himalayen (série Siwalik), datées par ailleurs grâce à des faunes de Mammifères (voir p. 186), permet de mettre en évidence les difficultés d’utilisation de cette méthode en milieu continental. On identifie certains chrons (3r, 4, 5) et certaines limites (1r/2r, 5Ar/5AA), puis on interprète les intervalles entre ces repères. Les différences entre le profil paléomagnétique et le calendrier GPTS résultent d’une part des discontinuités de la sédimentation (une discordance de ravinement existe à la base de la formation Dan Khola ; les niveaux notés avec une flèche sont des dépôts instantanés de sismites), et d’autre part du pas d’échantillonnage (environ 1000 échantillons) [d’après M.R. DHITAL et al., 1995].

Fm Bakhtyari

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

117

2800 2600

cm/ka

3 Ma

2400

33

Mb Lahbari

2200 30,2 2000

Syntectonique

29,4

1800 5,5 Ma

26,6

1600 19,5

Mb Agha Jari

1400 1200

22,5

Base de la séquence syntectonique

1000

24

800 30,5 600

Prétectonique 21,5

400 19,5 200 13

12,3 Ma

7,2 8,1

12,8 Ma

11

10

9

8

7

6

5

PLEISTOCENE

sup. 4

3

C1n

12

inf.

C1r

PLIOCENE

supérieur

C2n C2r

13

C2An

M I O C E N E

moyen

C2Ar

C3n

C3An

C3r

C3Ar C3B

C4n

C4an

C4r

C4ar

C5n

C5An

Temps (Ma) 14

C5r

Epoque

C5Ar

C5AA C5AB C5AC

Polarité Chron

C5AD

Fm Gascharan

0

inf. 2

moy. 1

0

Fig. 5.21 - Datation paléomagnétique de séquences continentales du Zagros La principale déformation de la chaîne du Zagros (Iran) se produit en milieu aérien ; des formations continentales fluviatiles du bassin flexural d’avant-chaîne enregistrent cette déformation. La corrélation de la séquence des inversions repérées sur les séquences étudiées (axe vertical) avec le calendrier GPTS (axe horizontal) permet de vérifier que les vitesses de sédimentation (courbe rouge) n’ont pas varié sensiblement au cours du temps ; il n’y a donc pas de lacune importante dans l’enregistrement et les datations retenues sont robustes [d’après S. HOMKE et al., © 2004 avec la permission d’Elsevier].

Variations de la susceptibilité magnétique Certaines variations de la susceptibilité magnétique permettent d’établir une chronologie à haute résolution dans le Quaternaire continental (lœss) ou marin (Fig. 5.22). Ces variations sont liées en fait à une fluctuation de la quantité de minéraux porteurs d’une signature magnétique. La figure 5.22 montre le cas de sédiments marins de la marge de l’Antarctique (Palmer Deep), où l’on observe des rythmes de 200 ans entre périodes relativement plus chaudes, caractérisées par des sédiments biogéniques, et des périodes plus froides plus riches en matériel détritique, et celui de lœss de Chine du Nord, où les alternances sont cette fois dues à la plus ou moins grande présence d’argiles. Ce type de profil de susceptibilité magnétique représente un outil précieux pour des corrélations locales entre carottes, ou plus larges au niveau de bassins sédimentaires. Ils peuvent servir à dater des formations à condition d’avoir été étalonnés.

118

III - LES CHRONOMÈTRES Forages ODP 1098 et 1099 (Palmer Deep, Antarctique)

Plateau du Lœss (Chine du Nord)

Susceptibilité magnétique (CGS) 0

0

20

40

60

100

Susceptibilité magnétique (CGS) 120

0 Plus chaud

500

80

200

Plus froid

Petit âge glaciaire

100

1000

200

Cycles de 200 ans

2000

300

Age (ka)

1500

Age (ka)

0

400

2500

500 3000

600 3500

700

800

Fig. 5.22 - Variations de la susceptibilité magnétique dans les sédiments de Palmer Deep (marge de la péninsule Antarctique) et dans les lœss de Chine du Nord Les forages ODP 1098 et 1099 (Palmer Deep) montrent une cyclicité des apports sédimentaires bien caractérisée par la susceptibilité magnétique ; les datations ont été effectuées par la méthode 14C [d’après P.F. BARKER et al., 1999]. La coupe des lœss montre des pics de susceptibilité correspondant aux paléosols plus riches en matériel clastique (argiles) que les niveaux de lœss plus carbonatés [d'après X.M. LIU et al., 1988].

5.1.6 - STRATIGRAPHIE ÉVÉNEMENTIELLE Des événements aléatoires de brève durée et à large impact, bien datés en un point par d’autres méthodes, sont utilisés pour dater ou corréler des séquences, parfois très éloignées les unes des autres. Parmi ces événements, on retiendra les violentes explosions volcaniques distribuant des cendres ou des aérosols sur une grande partie du globe, et les variations géochimiques globales.

Explosions volcaniques Les explosions volcaniques cataclysmiques représentent du point de vue chronologique une opportunité exceptionnelle. Elles délivrent dans la haute atmosphère un grand volume de cendres ou d’aérosols, susceptibles d’être largement répandus sur le globe (Fig. 5.23), et présentant des caractéristiques géochimiques souvent très spécifiques. Leur utilisation constitue la téphrochronologie.

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

119 a

1130 (457 Ma) 1200 (54 Ma)

400

500

42 18 3 Toba 70 000 AC

Krakatoa 1883

80

40 14

4

1

12

5

457 Ma Mazama Vésuve Pinatubo St Helens Santorin 54 Ma 1900 AC 1980 1645 AC 4600 AC 79 1989 Champs Phlégréens (Crater Lake) Baltique 11 800 AC Atlantique nord (Islande) (Tuf jaune de Naples)

Tambora 1815

Katmai Champs Phlégréens 1912 39 200 AC (ignimbrite campanienne)

b

Champs Phlégréens

0 1

Champs Phlégréens 39 200 AC

2 3

Santorin 4

Santorin 1645 AC 5

Santorin 18 000 AC

6

m

Santorin 1645 AC rhyodacite plagioclase hypersthène

Santorin 18 000 AC rhyodacite plagioclase hypersthène

Champs Phlégréens 39 200 AC sanidine augite aegyrinique biotite

Fig. 5.23 - Caractéristiques de quelques éruptions volcaniques a - Les panaches représentent une estimation des volumes émis (en km3) lors de certaines éruptions majeures, historiquement ou géologiquement bien documentées. Vésuve et champs Phlégréens : région de Naples (Italie) ; Santorin : Grèce ; Krakatoa, Tambora, Toba : Indonésie ; Pinatubo : Philippines ; Mazama, St Helens : chaîne des Cascades (USA) ; Katmai : Alaska (USA) ; 54 Ma Atlantique nord : point chaud de l’Islande ; 457 Ma Baltique : éruption documentée dans l’Ordovicien du domaine baltique. b - Surface recouverte par une importante épaisseur de cendres lors des grandes éruptions méditerranéennes des champs Phlégréens (39 200 AC) et de Santorin (18 000 AC et 1645 AC) et schéma d’une carotte prélevée entre Rhodes, Santorin et la Crète où ces trois éruptions sont caractérisées.

120

III - LES CHRONOMÈTRES

Ces niveaux de cendres s’intercalent aussi bien dans les niveaux marins (Fig. 5.24) que dans les séries continentales (Fig. 5.25), en particulier lacustres, ou dans les glaces (Fig. 5.26 ci-contre). Ils représentent donc un outil de corrélation très puissant, d’autant plus que le niveau est souvent très mince, et donc la corrélation très précise. Par ailleurs, s’agissant de matériel calc-alcalin, il peut généralement faire l’objet d’une datation précise par géochronologie. 650

W

E

Fond marin

Fond marin

IC

1,64

Quaternaire

IC

651

1

5

2

Quaternaire Plio. sup.

0

4,9

1,7

3 5

Basalte

Plio. sup.

4

Basalte

5

Péridotite 5,1 std

3,7

1 km

1 km

6 3,9 std

Fig. 5.24 - Mer Tyrrhénienne : profils sismiques des forages 650 et 651 Les profils sismiques tirés en mer Tyrrhénienne ont permis d’implanter les forages ODP 107 650 et 651 qui ont servi à reconnaître les lithologies et dater les formations. Echelle verticale en secondes temps double ; IC = éruption des champs Phlégréens (ignimbrite campanienne) à 39 200 ans [d’après K. KASTENS, J. MASCLE et al., 1990]. Ignimbrite Lauca Ignimbrite

2,7 ± 0,2 10,6 ± 0,1

Ignimbrite Oxaya

Volcan Zapahuira

Ignimbrite Rose

Ignimbrite Oxaya

12 ± 0,7 15 ± 1,2 21,3 ± 0,7

Ignimbrite Rose

22,8 ± 0,6

Ignimbrite Cardones

22,8 ± 0,7

Ignimbrite Poconchile

23,7 ± 0,7

a

W

E

Ignimbrite Cardones

b

Ignimbrite Poconchile

~ 50 m

200 m

Fig. 5.25 - Evénements volcaniques instantanés au Nord-Chili a - Vue de la vallée du Rio Lauca. b - Coupe synthétique. Les ignimbrites sont mises en place instantanément à l’échelle géologique ; entre chaque emplacement, le temps n’est pas archivé [d’après M. GARCIA GODOY, 2002].

Variations géochimiques Des variations géochimiques se produisent, à l’échelle globale ou régionale, sous l’effet de diverses causes. Une concentration anormalement élevée en iridium (anomalie positive) de la fin du Crétacé est reconnue à l’échelle globale. Elle est mise en relation avec l’impact météoritique de Chixculub ; selon l’hypothèse d’ALVAREZ et al. (1980), une météorite de type sidérite a percuté la Terre à la fin du Crétacé, entraînant des perturbations importantes de la biosphère (extinctions de la fin du Crétacé).

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE 1979 1970 1968 1964 1963 1956 1936 1924 1918 1914 1912 1907 1902 1902 1902 1886 1883 1854 1853 1835 1831 1829 1815 1809 1783 1766 1739 1730 1727 1694 1693 1693 1691 1671 1667 1646 1641 1640 1620 1610 1605 1600 1597 1595 1592 1586 1588 1571 1482

Westdhal Hekla Fernandina Sheveluch Agung Bezymianny Darney Raikoke Katla Sakura Jima Katmai Ksudach M. Pelée Soufrière Santa Maria Taravera Krakatau Sheveluch Chikurachi Tatarinov Cosiguina Babuyan Kliutchevskoi Tambora Inconnu Laki Hekla Tarumai Lanzarote Oraefajokull Komaga Take Hekla Reventador San Salvador Tarumai Long Island Awu Komaga Take Awu Deception Momotombo Huyna Putina Hekla Nevado del Ruiz Raung Kelut Billy Mitchell Inconnu St Helens

Alaska Islande Galapagos Kamchatka Indonésie Kamchatka S. Sandwich Ryukyu Islande Japon Alaska Kamchatka Martinique St Vincent Guatemala N. Zélande Indonésie Kamchatka Kouriles Nicaragua Philippines Kamchatka Indonésie

G G G G G A G A G G G G G G G G A G A G G G A G G G A G A Islande G Islande G Japon G Canaries G Islande G Japon G Banda A Islande G Equateur A El Salvador A Japon G N. Guinée G Indonésie G Japon G Japon A Antarctique A Nicaragua G Pérou G A Islande G Colombie G A Indonésie A Java G Salomon G G USA G

121 1479 1477 1453 1345 1329 1286 1259 1230 1228 1200 1176 1166 1104 1027 1027 934 915 900 900 876 854 824 768 758 703 703 697 692 640 530 509 509 473 430 268 182 162 153 79 44 AC 53 AC 98 AC 147 AC 244 AC 1063 AC 1074 AC 1425 AC 1645 AC 2045 AC

St Helens Veidivotn Kuwae Mono Craters Cerro Bravo Inconnu El Chichon ? Inconnu Inconnu Oshima Krafla Inconnu Hekla Billy Mitchell Baitoushan Eldgja Towada Ksudach Tolbachik Veidivotn Fumas Inconnu Cerro Bravo Oshima Bezymianny Bona Churchill Inconnu Inconnu Inconnu Inconnu Sheveluch Oshima Vésuve Opala Ilopango Taupo Ksudach Ibusuki Vésuve Etna Inconnu Inconnu Inconnu Inconnu Inconnu Inconnu Inconnu Santorin Inconnu

USA Islande Vanuatu USA Colombie Mexique

Japon Islande Islande Salomon Chine Islande Japon Kamchatka Kamchatka Islande Açores Colombie Japon Kamchatka Alaska

Kamchatka Japon Italie Kamchatka El Salvador N. Zélande Kamchatka Japon Italie Italie Islande ?

Alaska ? Islande ? Islande ? Grèce

G G G A G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G G

Fig. 5.26 - Anomalies de teneur en sulfate dans la glace corrélées avec les éruptions volcaniques majeures G = enregistré dans les glaces du Groenland ; A = enregistré dans les glaces de l’Antarctique. En gras les éruptions enregistrées simultanément au Groenland et en Antarctique [données in J. COLE-DAI et al., 1997 ; G. ZIELENSKI, 1995].

122

III - LES CHRONOMÈTRES

L’iridium a été volatilisé avec le reste de la météorite au moment de l’impact ; il a ensuite été dispersé dans l’atmosphère, puis déposé dans les sédiments. L’anomalie d’iridium permet de corréler des séquences aussi lointaines et diverses que celles du golfe du Mexique, de Tunisie ou du Danemark (Fig. 5.27). Elle sert à fixer la limite Crétacé - Paléocène ("clou d’or", voir Chap. 8, p. 197). Beloc Bochil (Haïti) (Mexique S) Chixculub Brazos 1 Yaxcopoil 1 Poty (Texas) (Mexique S) (Brésil NE) DANIEN

Caravaca (Espagne) Gubbio (Italie)

Bidart (France)

Stevns Klint Forage ODP 761C (Danemark) (Australie NW)

El Kef (Tunisie)

65,5 MAASTRICHTIEN

20 cm Poids d'iridium

0 0,2 0,4

0

0,75 1,5

0

0,75 1,5

(ng/g)

0 0,5 1

0 0,5 1

0

250

500

750

1

5

(parties par trilliard) (pg/g w 1000)

0,001 0,1

1

10

0,001 0,1

1

10

0,001 0,1

1

10

(parties par milliard)

100

1000

(pg/g)

Fig. 5.27 - Anomalie en iridium à la limite Crétacé - Paléocène Variation de la teneur en iridium des sédiments à la limite Crétacé - Paléocène (Maastrichtien - Danien). On a choisi de représenter quelques profils répartis dans le monde ; teneur en iridium en ng/g (nanogramme par gramme) ou pg/g (picogramme par gramme) [d’après L.W. ALVAREZ et al., 1980 ; R. ROCCHIA et al., 1992 ; G. KELLER et al., 2004].

Les variations de certains rapports isotopiques comme I18O, I13C et I15N sont utilisées pour établir des corrélations. Le I isotopique représente un rapport : ⎛ rapport isotopique de l'échantillon – raapport isotopique du standard ⎞ δ = ⎜ ⎟ × 1000 rapport isotop pique du standard ⎝ ⎠ Les standard sont : ` pour le carbone PDB (étalon international Pee Dee Belemnite). Les valeurs de I13C sont exprimées par rapport au CO2 extrait à partir du rostre d’une bélemnite (Céphalopode) du Crétacé supérieur d’Amérique du Nord ; ` pour l’oxygène SMOW (Standard Mean Ocean Water ). On utilise la teneur moyenne du I18O des océans, car l’océan par la dimension de son réservoir possède un I très constant ; ` pour l'azote N2 atmosphérique. On considère que le brassage par les vents homogénéise le I15N de l’atmosphère. Les variations de I18O, liées aux variations de température de l’eau, s’avèrent un outil de datation et de corrélation à l’échelle globale très puissant pour le Néogène et le Quaternaire (Fig. 5.28). Cependant une mesure seule n’a aucun intérêt, car le signal est oscillant. Il est donc nécessaire de recourir à un échantillonnage aussi serré que possible sur une série que l’on espère continue ; c’est en particulier le cas dans la glace où cette méthode permet d’identifier les tendances paléoclimatiques (paléotempératures).

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

a

123

0

I18O (ppt)

1 2 3 4 5 0

I18O (ppt)

b

0,5

1

1,5

2

2,5

3

20

60 Ma

40

3 3,5 4 4,5 5 0

1

Tar.

Ionien

2 Calabrien

Ma

3 Gélasien

Plaisancien

PLEISTOCENE

P L I O C E N E S U P.

HOLOCENE

c – 33

1 BollingAlleröd

Interstades de DANSGAARD-OESCHGER

– 35

I18O (%)

4

2

5

67

12 11 9 10

14 16 15 env. 10 °C

8

3 – 37

13

– 39 – 41 – 43

8200 BP

Younger Dryas

H1 H2

– 45 0

5

H3

10

15

20

25

30

H5 H4 Evénements de HEINRICH 35

40

45

50

H6

55

60 ka

Fig. 5.28 - Variations de ␦18O au Plio-Quaternaire a - Variation de ␦ O sur les 60 derniers Ma ; noter le changement d’échelle à 3 Ma [d’après A.V. FEDOROV et al., © 2006 avec la permission de AAAS]. b - Variation du Pliocène supérieur à l’Actuel, mesures sur des tests de Foraminifères planctoniques [d’après N. SHACKELTON et al., © 1990 Cambridge University Press]. On notera que le signal montre une certaine périodicité : cycles de 100 000 ans prédominants au Pléistocène moyen-supérieur, cycles de 41 000 ans prédominants au Pléistocène inférieur et au Pliocène. c - Variation au cours des derniers 60 000 ans d’après les bulles dans la glace du forage GRIP (Groenland) [d’après W. DANSGAARD et al., © 1993 avec la permission de Macmillan Publishers Ltd]. Des fluctuations importantes du ␦18O se produisent au sommet du Pleistocène supérieur (événements d’HEINRICH et oscillations de DANSGAARD-OESCHGER) ; elles sont attribuées à un vêlage important de la calotte glaciaire canadienne qui apporte à l’océan d’importantes quantités d’eau de fonte (plus pauvres en 18O) en même temps qu’une charge détritique accrue. 18

124

III - LES CHRONOMÈTRES

80

I15Norg

75

201,3 ± 0,2

Nitrates marins actuels

70

EXTINCTIONS

65

~ 209,5 Monotis

Hauteur à partir de la base de la coupe (m)

TRIAS

NORIEN

60

55

I13Corg

Azote atmosphérique

HETTANGIEN RHETIEN

JURASSIQUE

Dans le même ordre d’idée, la limite Trias - Jurassique est caractérisée par une variation concomitante des I13C et I15N qui est attribuée au développement d’une période de faible ventilation dans l’océan mondial. Les eaux de fonds mal ventilées auraient favorisé le dépôt de "black shales", perturbant à la fois le cycle du carbone et celui de l’azote. Le repérage de cette anomalie permet de corréler des séquences parfois très éloignées les unes des autres (Fig. 5.29).

50 –2

0

2

4

6

45

Première apparition de Psiloceras 35 Calcaires à laminations ondulées à Monotis 30

25

Schistes argileux riches en Monotis Schistes argileux à Monotis Calcaires micritiques

20

Schistes argileux en plaquettes Marnes massives

15 – 33 – 32 – 31 – 30 – 29 – 28

Fig. 5.29 - Anomalies géochimiques à la limite Trias - Jurassique Coupe de Black Bear Ridge (Colombie britannique, Canada) [d’après M.A. SEPHTON et al., © 2002 Geological Society of America]

A l’échelle des régions himalayennes, une variation du I13C dans les paléosols, datée à 8 Ma, est corrélée avec une modification de la végétation, qui passe d’un régime de forêt tropicale à un régime de savane chaude, et caractérise donc un changement climatique (voir Fig. 7.26, p. 186), lui-même conséquence d’un changement tectonique.

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

125

Une information complémentaire est fournie par l’analyse du I13C dans les ossements et les dents de Vertébrés qui montre la même variation, et permet de corréler les échelles de Vertébrés avec la stratigraphie globale. Il est aussi possible d’établir une chimiostratigraphie comme le montre l’exemple du strontium. On constate qu’un bon dosage de la teneur isotopique du Sr d’un sédiment, ou d’un fossile, permet de cerner assez bien l’âge du matériau. Cette méthode s’applique en particulier à tout ce qui contient des carbonates, Sr accompagnant toujours à l’état de traces Ca. Les seules limites sont relatives à la mobilité de Sr, comparable à celle de Ca. D’autre part certaines valeurs nécessitent de disposer d’autres informations pour lever l’ambiguïté lorsque les valeurs trouvées ne donnent pas une solution unique (Fig. 5.30). 0,7095

87Sr / 86Sr 0,7090

0,7085

0,7080

0,7075

0,7070

CÉNOZ.

CRETACE

JURAS. TRIAS PERM.

CARB.

DEV.

SIL. ORD. CAMB.

0,7065 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

Ma

Fig. 5.30 - Variation du rapport des isotopes du Sr au cours des temps fossilifères [d’après J. MC ARTHUR et R. HOWARTH, © 2004 Cambridge University Press]

5.2 - MÉTHODES FONDÉES SUR DES PHÉNOMÈNES CONTINUS IRRÉVERSIBLES Les phénomènes continus irréversibles susceptibles de nous fournir des horloges concernent des processus physiques, chimiques et biologiques. Nous analyserons quelques exemples et nous arrêterons plus longuement sur les deux systèmes majeurs, l’un physique la radiochronologie (voir Chap. 6), l’autre biologique la biochronologie (voir Chap. 7).

5.2.1 - CRATÉRISATION Les premiers temps du système solaire ont été caractérisés par l’importance des chocs entre particules de plus en plus grosses. Les premiers objets formés ont été soumis à un intense bombardement qui a décru en fréquence avec le temps. Ceux de ces objets qui étaient assez petits pour avoir été dépourvus d’activité remaniant

126

III - LES CHRONOMÈTRES

leur surface externe (astéroïdes, petits satellites…), ou ceux pour lesquels cette activité a cessé très tôt (la Lune, Europe, Ganymède, Mercure…), ont conservé d’abondantes traces de ces impacts. Pour ces derniers, il est possible d’établir une relation entre l’intensité de la cratérisation et l’ancienneté de la surface. Ceci a été réalisé pour la Lune, en utilisant les âges obtenus par radiochronologie sur les échantillons prélevés lors des missions Apollo (Fig. 5.31). Fig. 5.31 - Age des cratères sur la Lune

(milliers de cratères par millions de km2)

Nombre de cratères de diamètre > 1 km

60

5.2.2 - RACÉMISATION

50

DES ACIDES AMINÉS

Bassin Imbrium (éjecta)

Les acides aminés issus de synthèse chimique existent sous deux formes symétriques, dites racémiques, et qui 30 sont produites en proportions égales. Formation Cauley Mais les acides aminés produits dans le monde vivant ne le sont que sous l’une 20 des formes : la forme gauche. Tant que Mer de la Tranquillité l’organisme est vivant, le renouvellement constant de la matière vivante Mer Imbrium 10 Océan Procellarum maintient cette particularité. Dès que Formation de la Lune l’organisme est mort, une transformaCopernic (éjecta) tion se produit, qui tend à équilibrer les 4 3 2 1 0 deux formes vers leur proportion racéAge (Ga) mique. On assiste donc à une diminution de la quantité de forme gauche et à l’apparition de la forme droite (Fig. 5.32). On peut donc dater ainsi la matière organique présente dans un sédiment. 40

0,6

Rapport D/L pour l'isoleucine

b 0,5 0,4

COOH

a

COOH

0,3

C

C 0,2

H2N

0,1

H H R Acide aminé L

R Acide aminé D

NH2

0 0

200

400

600

800

1000

Temps (w 1000 ans)

Fig. 5.32 - Racémisation des acides aminés a - Schéma de structure. Les acides aminés existent sous deux formes symétriques D et L, caractérisées par la rotation du plan de polarisation de la lumière vers la droite ou vers la gauche. b - Courbe de racémisation en fonction du temps [d’après P. KAUFMAN et P. MILLER, © 1992 avec la permission d’Elsevier].

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

127

5.2.3 - LICHÉNOMÉTRIE Les Lichens sont des végétaux composites résultant d’une symbiose Algue - Champignon. Ce sont des végétaux pionniers, qui colonisent rapidement les substratums nouvellement mis à nu, à la suite d’une régression marine, d’un désenglacement, du jeu d’une faille ou d’un éboulement de versant (sans parler des surfaces anthropiques : murs, toitures…). Certaines espèces (Fig. 5.33) supportent des conditions climatiques rigoureuses (hautes latitudes et hautes altitudes).

Fig. 5.33 - Rhizocarpon geographicum Une des espèces de lichens les plus utilisées en lichénométrie : plan de l’Aiguille (2354 m), massif du mont Blanc, Haute-Savoie ; diamètre = 9,5 cm, âge = environ 300 ans [photo J. ASTA]. A : substratum andésite G : substratum granodiorite

)

A G

pe

s(

Ita

lie

100

Al

eS

èg

v or

50

N

W

)

40

SA

ka

S

(U

as Al

ier ain .R M

20

ffin

Su

10

eN

Ba

èd

Diamètre (mm)

30

Les formes à thalle foliacé se développent en formant des taches plus ou moins circulaires qui s’accroissent à chaque saison. On peut donc évaluer, pour une espèce donnée, et dans des conditions climatiques données, une vitesse de croissance moyenne, et ainsi remonter à l’âge de colonisation d’une surface (Fig. 5.34). Cette méthode a été utilisée pour dater des surfaces quaternaires post-glaciaires.

5 10

20

30

40 50

100

Âge (années)

200

300

Fig. 5.34 - Courbes d’étalonnage lichénométrique

5.2.4 - INTENSITÉ D’ALTÉRATION Les roches proches de la surface subissent une altération pédologique qui dépend de la nature de la roche, des conditions climatiques et de la durée d’exposition. A condition d’avoir étalonné ces paramètres, il est possible d’utiliser l’intensité

128

III - LES CHRONOMÈTRES

d’altération d’un matériau particulier (galets de granites par exemple) pour obtenir une datation (Fig. 5.35 et 5.36).

Fig. 5.35 - Altération de galets

Epaisseur de la zone altérée (mm)

Images du conglomérat de Shergol (Oligocène, vers 25 Ma, Himalaya du Ladakh). Ces conglomérats continentaux scellent la suturation de l’océan Téthysien. Ils remanient les séries carbonatées de la marge indienne (petits galets gris sombre peu altérés), les séries océaniques téthysiennes (ophiolites complètement altérées) qui constituent la matrice rouge, et les séries de l’arc magmatique du Ladakh (granodiorite = gros galet rouge entouré d’une large auréole d’altération). Ainsi, pour les mêmes conditions climatiques, la largeur de la zone altérée est très dépendante de la lithologie.

Bohème 2

Yellowstone

1

50

100

150

Age (ka)

200

Epaisseur de la zone altérée (mm)

6

Nouvelle-Zélande

4

2

2

4

6

8

10

Age (ka)

Fig. 5.36 - Altération de galets Courbes d’étalonnage sur des roches volcaniques (andésites, basaltes) [d’après S. COLMAN et K. PIERCE, © 1992 Geological Society of America]

5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE

129

Le degré d’altération est aussi utilisé en chronologie relative pour corréler des tronçons de terrasses ou de moraines (Fig. 5.37). En considérant un type particulier de lithologie, et en admettant que les conditions climatiques n’ont pas varié, on peut utiliser l’épaisseur de la couche de roche altérée comme outil de corrélation et de datation. W

T4

E

110 m

Ratu Khola T3

alt. 320 m larg. lit 50 m

70 m

T4 T2

20 m

T1

8m

T3

T2 T1 1m

Limons et sables

Altéré rubéfié

Cailloutis

Altéré non-rubéfié

Grès Siwalik

Peu à non-altéré

Fig. 5.37 - Profil d’altération de terrasses Coupe des terrasses de la Ratu Khola (Népal central). La Ratu Khola est l’un des très nombreux cours d’eau qui drainent le front himalayen ; elle ne coule que lors de la période de mousson. En raison de la déformation du front himalayen (surrection), la rivière s’encaisse et abandonne des terrasses ; les plus élevées sont les plus anciennes ; les dépôts qui les constituent sont d’autant plus altérés qu’ils sont anciens. A défaut d’autres datations, paléontologique ou géochronologique, le profil d’altération permet une datation relative et des corrélations (temps-instant) [d’après B. DELCAILLAU, 1992].

Les moraines sont en général datées relativement grâce à leur position emboîtée. Mais les corrélations d’une vallée à l’autre s’effectuent par l’analyse de leur profil d’altération et de l’ampleur du lessivage des particules fines. Les moraines sont en effet constituées de matériaux non-classés et non-indurés. Les particules fines sont aisément lessivées par les eaux de fonte et les eaux météoriques. Plus une moraine est ancienne et plus elle a de chance que les particules fines aient été lessivées (Fig. 5.38). L’utilisation des isotopes cosmogéniques (voir Chap. 6, p. 143) permet dorénavant de caler les échelles relatives sur une chronologie absolue.

130

III - LES CHRONOMÈTRES

Nia La

Lasirmou La

N

CHAIN

E du L

ADAK

H

Kardung La Umleh Taru Basgo

Nimmu

Phyiang

Gorg

e de

r

ska

n Za

Leh

l’Indu

Ind

s

Sabu

us

10 km

Glaciers actuels

Stade Khalling

Stade Basgo

Stade Kar

Stade Leh et Stade extension maximale Vallée de l’Indus

Lignes de crête

Arcs morainiques

0

Indus

Leh Phyiang Taru Nimmu Basgo 1

50

1 2

100

3

200

5

2 3

250

3

Stade Kar MIS 5e

5

150

Stade Khalling Stade Basgo

3

4 5

5

MIS 1

2

1 3

Stade Leh

MIS 7e

300 MIS 9c

350 5

400

MIS 11c

450 Stade Vallée de l’Indus 500

ka

Fig. 5.38 - Datation de moraines Les moraines de la chaîne du Ladakh sont datées relativement par leur position (emboîtement), leur profil d’altération et l’ampleur du lessivage des fines, et plus récemment, grâce aux isotopes cosmogéniques. Une chronologie relative des différents stades de retrait peut être établie. Les isotopes cosmogéniques permettent de dater chaque stade et de les recaler par rapport à l’échelle climatique des isotopes de l’oxygène (MIS). Sur le diagramme du bas chaque rectangle correspond à un tronçon de moraine daté par isotopes cosmogéniques (le chiffre donne le nombre de galets datés par 10Be) [d’après L. OWEN et al., © 2006 Geological Society of America].

La large Terre orna son corps de métal précieux et de lapis-lazuli, s’embellit de diorite, de calcédoine et de cornaline brillante. Tablette de Sumer

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE La géochronologie nucléaire est fondée sur le fait que certains noyaux atomiques sont instables. Ils se transforment spontanément en un nouvel élément stable. C’est le cas de tous les éléments lourds au-delà du bismuth (Bi), mais aussi d’un certain nombre d’autres, à commencer par le tritium (3H). Les éléments parents sont dits radioactifs ("éléments-pères") ; ils se transforment en éléments stables dits radiogéniques ("éléments-fils"). Cette transformation spontanée ne dépend que du temps.

6.1 - PRINCIPE Posons Nt = Nombre d’atomes d’un élément radioactif à un moment donné (temps t). La variation du nombre d’atomes dNt en fonction du temps est une caractéristique de l’élément considéré (constante Q). Elle ne dépend que du temps (t) et du nombre Nt d’atomes présents, et c’est une diminution (signe –). On peut donc écrire : dNt = – Q Ntdt soit encore ce qui s’intègre en

dNt / Nt = – Qdt ln Nt = – Qt + C (constante d’intégration)

relation qui doit être vérifiée au temps t = 0, donc ln N0 = C, ce qui donne

ln Nt = – Qt + ln N0

soit encore

ln Nt – ln N0 = – Qt

ou encore

ln Nt / N0 = – Qt

soit, en passant à la fonction inverse, Nt = N0 e–Qt Un élément radioactif est donc caractérisé par sa constante de désintégration (Q), ou par le temps (T) au bout duquel la moitié du stock d’atomes aura été désintégrée, soit N = N0 / 2. Ce temps (T) caractérise la période de l’élément, ou encore la demi-vie de l’élément. On l’obtient à partir de l’équation : T = 1 / Q ln 2

132

III - LES CHRONOMÈTRES

6.2 - SYSTÈMES UTILISÉS EN SCIENCES DE LA TERRE Le tableau suivant donne une liste des principaux éléments utilisés en Sciences de la Terre. Tab. 6.1 - Principaux éléments radioactifs utilisés en géochronologie Elément radioactif

Elément radiogénique

Période T (ans)

"Père" 138 La 147 Sm 87 Rb 187 Re 176 Lu 40 K 232 Th 238 U 235 U 14 C

"Fils" 138 Ce 147 Nd 87 Sr 187 Os 176 Hf 40 Ar 208 Pb 206 Pb 207 Pb 14 N

2,67 1011 1,06 1011 48,8 109 45,6 109 35,7 109 1,25 109 1,39 1010 4,47 109 0,704 109 5730

6.3 - MESURE La mesure s’effectue au moyen de la spectroscopie de masse. On sépare les éléments de masses différentes grâce à un champ électromagnétique, et l’on compte le nombre d’atomes de masse donnée. En réalité on mesure des rapports de masses en se référant à un isotope stable de masse voisine, par exemple 40Ar radiogénique par rapport à 36Ar stable, ou 87Sr radiogénique par rapport à 86Sr stable. Les mesures peuvent concerner la roche dans son ensemble (mesures sur roche totale = RT), ou des minéraux séparés de la roche, voire des points à l’intérieur d’un même minéral en utilisant une sonde ionique.

6.4 - PROBLÈMES ET LIMITES : FERMETURE DU SYSTÈME La mesure n’a de sens que si l’on est certain que tous les atomes radiogéniques ont été conservés à l’intérieur de l’objet que l’on date, et également qu’aucun atome radioactif restant n’a été évacué par un processus quelconque, autrement dit que le système a été fermé. Cette notion de fermeture du système est fondamentale. Il n’est pas toujours évident que par exemple tout 40Ar radiogénique, qui est un gaz, soit resté piégé dans la roche ou dans le cristal. De même il peut arriver que, dans des roches altérées, le feldspath K (orthose, sanidine), qui contient l’isotope radioactif 40K, ait été plus ou moins lessivé par altération du minéral. La fermeture du système est principalement sous la dépendance de deux facteurs : l’évolution chimique et l’histoire thermique. Concernant l’évolution chimique, il est clair qu’il faut éviter les matériaux altérés, quelle que soit l’origine de l’altération (pédologique, hydrothermale…).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

133

Concernant l’histoire thermique, on détermine pour chaque système, et pour chaque minéral, une température de fermeture (ou de clôture, ou encore de blocage), en dessous de laquelle le système est considéré comme fermé, ce qui permet de caractériser les états thermodynamiques et de construire des chemins P-T-t (Pression-Température-temps, voir Fig. 6.24 et 4.35).

U-Pb sur monazite

500 Reset total

300

Réouverture

nt isseme Refroid

Température (°C)

700

Rb-Sr sur feldspath K Sm-Nd sur grenat Rb-Sr sur muscovite K-Ar sur hornblende K-Ar sur muscovite Rb-Sr & K-Ar sur biotite

Ref

roid

isse

me

rapide

Traces de fission sur zircon

nt l

ent

K-Ar sur feldspath K Traces de fission sur apatite U-Th/He sur apatite

100

Temps

Fig. 6.1 - Température de fermeture de quelques minéraux Les températures de fermeture varient en fonction des minéraux et des méthodes mises en œuvre ; pour un même minéral (par exemple la biotite, figurée par un cercle), elles dépendent aussi de la vitesse de refroidissement [d’après J.C. HUNZIKER et al., 1992].

D’autre part la mesure n’a de sens que si elle présente une précision suffisante ; c’est-à-dire si l’objet que l’on veut dater contient encore assez d’élément radioactif ("élément-père"). On considère en général qu’au-delà de 10 T, la mesure n’a pas de sens, ce qui sur Terre ne pose pas de problème majeur avec les éléments du tableau 6.1, sauf avec le 14C qui ne peut être utilisé que pour des matériaux d’âge < 50 000 ans.

6.5 - DOMAINES D’UTILISATION Le choix du, ou des, chronomètre(s) utilisé(s) est dépendant des caractères chimiques des éléments, et donc des caractéristiques géochimiques et minéralogiques des roches à dater. Les roches contenant des minéraux potassiques (croûte continentale, lignée calcalcaline, sédiments clastiques…) sont adaptées à la mise en œuvre des méthodes K/Ar, Ar/Ar et Rb/Sr sur hornblende, biotite, muscovite, phengite, illite, glauconite, feldspaths K… La méthode Sm/Nd est efficace sur les roches basiques, ainsi que méta-basiques, en utilisant les grenats. La méthode La/Ce (et La/Ba) s’applique à des minéraux concentrant les terres rares, tels que grenats, allanite, sphène, apatite, épidote.

134

III - LES CHRONOMÈTRES

Les méthodes Re/Os et Lu/Hf sont adaptées au matériel mantellique et aux sédiments. La méthode U/Pb est efficace sur les minerais d’uranium (uraninite, pechblende) et certains minéraux qui peuvent contenir de l’uranium dans leur réseau cristallin ou en impureté (zircon, monazite, allanite). Les roches de la croûte continentale sont donc des cibles de choix pour cette méthode. Les roches sédimentaires détritiques sont également susceptibles de faire l’objet de mesures, car les zircons sont des minéraux très résistants aux processus d’érosion. Dans ce cas, les âges obtenus permettent en général d’identifier la, ou les, source(s) du matériel détritique.

6.6 - MÉTHODE DES ISOCHRONES Au temps t la quantité d’isotope-fils est Ft = F0 + Ff avec F0 = quantité d’isotope-fils au temps 0 (fermeture du système) et Ff = quantité d’isotope-fils fabriquée depuis la fermeture. Pour l’isotope-père, sachant que la quantité de père détruite est égale à la quantité de fils fabriquée, on a Pt = P0 – Ff avec Ff = Ft – F0. Donc la quantité de père au temps 0 est P0 = Pt + Ft – F0. Et donc le rapport-père au temps 0 sur père au temps t est : P0 / Pt = 1 + (Ft / Pt – F0 / Pt) Et donc en calculant t grâce à l’équation ln Nt / N0 = –Qt, on obtient : t = 1 / Q ln{1 + (Ft / Pt – F0 / Pt)} expression de la forme t = 1 / Q ln{1 + X} avec X = (Ft / Pt – F0 / Pt). Comme ln{1 + X} est très peu différent de X (propriété de la fonction logarithme), on peut écrire : t = 1 / Q (Ft / Pt – F0 / Pt) Ft = Pt Qt + F0

soit encore

Dans un système de coordonnées où l’on place F en ordonnée et P en abscisse, ceci est l’équation d’une droite de pente Qt et d’ordonnée à l’origine F0. En fait, comme on l’a précisé plus haut, on mesure des rapports isotopiques et non des nombres d’atomes ; l’élément de référence est un isotope stable de l’élémentfils, ici FR. L’expression devient

Ft / FR = Pt / FR Qt + F0 / FR

La droite de pente Qt est une isochrone, son ordonnée à l’origine F0 / FR représente le rapport isotopique initial. Par exemple, pour la méthode Rb/Sr, l’équation s’écrit : (87Srt / 86Sr) = (87Rbt / 86Sr) Qt + (87Sr0 / 86Sr) Dans la pratique on mesure donc les rapports (87Srt / 86Sr) et (87Rbt / 86Sr) pour différents minéraux et la roche totale (RT), et on les reporte sur un diagramme où

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

135

(87Srt / 86Sr) est en ordonnée et (87Rbt / 86Sr) en abscisse ; on construit l’isochrone en utilisant une méthode des moindres carrés ; on en déduit t (connaissant Q), ainsi que le rapport initial du Sr. De la même façon, on construit des diagrammes isochrones avec les différents couples Sm/Nd, La/Ce, Lu/Hf, Re/Os, U/Pb, K/Ar (Fig. 6.2).

143Nd 144Nd

2

0,78

/

3

87

Sr / 86Sr

4

0,74

0

2

4

Amphibole

0,51310 0,51300

Plagioclase

0,51290

Rapport initial 0,51287 ± 37

Roche totale 0,51280

Rapport initial 0,7088 ± 0,0041

0,70

Age = 860 ± 35 Ma

6 8 87Rb 86Sr

10

12

Age = 123 ± 13 Ma 0,51270

14

0,09

0,11

0,13

0,17

0,19

0,21

/

c

GROENLAND Gneiss d’Amitsoq

3,2

0,2820

d

DEVONIEN/CARBONIFERE Schistes noirs

2,8 187Os 188Os

0,2816

DS57

2,4

DS55C DS54 DS55A DS55B DS53

/

176Hf / 177Hf

0,15

147Sm 144Nd

/

0,2824

b

EQUATEUR Gabbro SJ 13

0,51320 1

0,82

0,51330

a

MAURITANIE Sédiments

0,86

0,2812

2,0

0,2808 1,6 0,2804

Age = 3,58 ± 0,22 Ga 0

0,005

0,010 176

0,015 Lu / 177Hf

0,020

0,025

DS58B DS58A

1,2 140

DS56

2Xtenant compte de l’incertitude sur Q MSVD = 1,2

Rapport initial 0,42 ± 0,01 180

220

Age = 361,3 ± 2,4 Ma

260 300 187Re 188Os

340

380

420

/

Fig. 6.2 - Isochrones a - Isochrone Rb/Sr sur des roches sédimentaires du Précambrien de Mauritanie ; losanges rouges = pélites (roche totale) ; cercles oranges = illites séparées ; losange blanc = calcaire à Stromatolites. Les roches totales 1, 2 et 3 ont été exclues du calcul de la droite de régression. Age de cristallisation [d’après N. CLAUER, © 1979, avec la permission de Springer Science et Business Media]. b - Isochrone Sm/Nd d’un gabbro d’Equateur. Age de cristallisation [d’après H. LAPIERRE et al., © 2000, American Geophysical Union]. c - Isochrone Lu/Hf des gneiss d’Amitsoq (Groenland), obtenue sur dix échantillons de roche totale (cercles rouges dont trois ont été rejetés lors du calcul : cercles blancs) et deux zircons (losanges verts). Age du métamorphisme [d’après H. PETTINGILL et P. PATCHET, © 1981, avec la permission d’Elsevier]. d - Isochrone Re/Os de la limite Dévonien - Carbonifère, obtenue sur des échantillons de schistes noirs ("black shales" ). Age de cristallisation [d’après S. SELBY et R. CREASER, © 2005, Geological Society of America].

6.7 - MÉTHODE U/PB : COURBES CONCORDIA ET DISCORDIA Les minéraux qui contiennent de l’uranium présentent évidemment les deux isotopes, 238U le plus abondant et 235U plus rare. Ils permettent donc d’utiliser deux chronomètres en même temps, puisqu’il doit y avoir une solution commune aux deux équations :

136

III - LES CHRONOMÈTRES T = 1 / Q235 ln N0-235 / NT-235 T = 1 / Q238 ln N0-238 / NT-238

pour 235U pour 238U

Tab. 6.2 - Isotopes de l’uranium 235

207

238

206

U U

0,704 109 4,47 109

Pb Pb

Les valeurs de Q étant différentes (d’un ordre de grandeur), la courbe qui représente toutes les solutions possibles depuis la naissance de la Terre, dans un système de coordonnées où l’on utilise les rapports 207Pb / 235U et 206Pb / 238U, n’est pas une droite ; cette courbe a été nommée Concordia. Si le système est resté bien fermé, les valeurs des rapports 207Pb / 235U et 206Pb / 238U mesurés sont situées sur cette courbe, et l’on obtient l’âge de fermeture du système. S’agissant du zircon, minéral qui se ferme à haute température (voir Fig. 6.1), l’âge obtenu correspond généralement bien à l’âge de mise en place du massif magmatique (Fig. 6.3). 3

20,3 ± 1,7 Th/U = 0,10

2 1

a

22,2 ± 1,5 Th/U = 0,05

b

736 ± 48 Th/U = 0,75

100 Rm

Fig. 6.3 - Exemples de zircons zonés a - Zircon zoné vu en cathodoluminescence : Grand Paradis [photo J.M. BERTRAND]. b - Datation de différentes zones d’un zircon zoné : Gar - Shiquanhe - Tibet [d’après F. VALLI, 2005].

Si le système a été ré-ouvert (métamorphisme, circulation fluide), le plomb étant un élément facilement mobilisable, on aura un déficit en Pb ; on obtiendra donc des points situés "en dessous" de la Concordia. Tous les zircons n’auront pas laissé échapper le plomb de la même façon, mais cependant en proportions isotopiques identiques. On va donc trouver une série de points alignés "en dessous" de la Concordia. Ensuite lorsque le système se sera refermé, l’évolution aura repris comme celle d’un système fermé donc en suivant la Concordia. Un tel diagramme, comportant un segment de droite situé "en dessous" de la Concordia, est nommé Discordia. La droite recoupe la Concordia en deux points, nommés intercepts supérieur et inférieur. Ces deux points permettent de caractériser les moments où le système a été fermé. L’intercept supérieur donne l’âge de formation du zircon, l’intercept inférieur celui de la fermeture successive à la ré-ouverture, donc l’âge de la perturbation. Cette méthode s’avère très précieuse pour dater les roches métamorphiques (Fig. 6.4).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE a

137

1,0

4

3

0,6

/

206Pb 238U

0,8

2

0,4 0,2

1

10

20

30

40

50

207Pb 235U

/

b

1,0

1,0

1

0,8

2

0,8

3

0,6

0,6

0,4

0,4

0,2

0,2 1

10

1,0

20

3

0,6

0,2

4 3

2

0,4

1

0,2

10

20

0,8 0,6

2

0,4

10

1,0

3

0,8

2

1

20

10

20

Fig. 6.4 - Méthode U/Pb a - Courbe Concordia et droite Discordia. La courbe Concordia est le lieu géométrique des points où les deux chronomètres (238U / 206Pb et 235U / 207Pb) fournissent le même âge. Elle est construite point par point en résolvant simultanément les deux équations de désintégration. Elle est graduée en Ga. La droite Discordia correspond ici à des mesures effectuées sur des zircons de gabbro du Versoyen [d'après S. CANNIC, 1996] ; elle recoupe la Concordia en deux points : intercept supérieur à 3240 ± 34 Ma, intercept inférieur à 309 ± 6 Ma. b - Interprétation : à 3240 ( ± 34) Ma, les zircons ont cristallisé (le système s’est fermé) ; à ce moment U n’a pas encore donné de Pb ; si l’on avait mesuré les rapports Pb/U, ils auraient été égaux à zéro (1). Le temps s’écoule ; au bout de 2931 Ma (à 309 Ma), les zircons ont perdu de l’U et gagné du Pb (plomb-fils) et les rapports mesurés les situent sur la courbe Concordia (2). C’est le moment où une perturbation thermique ouvre le système ; le Pb qui se trouve dans les défauts des cristaux est plus facilement évacué ; le rapport Pb/U diminue et tend vers zéro ; la perte se fait dans les mêmes proportions pour les deux isotopes et plus ou moins complètement en fonction des cristaux qui vont donc se trouver sur une droite passant par l’origine (3). Ensuite le système se referme et l’évolution se produit en suivant les rapports de la Concordia (4).

138

III - LES CHRONOMÈTRES

Par ailleurs, il est fréquent que les zircons aient cristallisé en plusieurs épisodes et montrent des auréoles de cristallisation successives (principe d’inclusion, voir Fig. 6.3). S’il n’y a pas eu de ré-ouverture entre les phases de cristallisation successives, ce qui est fréquent, on peut dater les différents épisodes de croissance du zircon (Fig. 6.3 et 6.5). 0,8 Ellipse de confiance à 63,8 % MSWD = 8,1 Intercept supérieur 3404 ± 39 Ma 3200

/

± 42 3208

206Pb 238U

2800 2400 0,4

2000

3191 ± 42 3165 ± 42

0,6

1993 ± 28

1600

1545 ± 23 0,2

Intercept inférieur 514 ± 210 Ma

Grain B53-C47

0 0

4

8

12

16 207

20

24

28

30

Pb / 235U

Fig. 6.5 - Exemple de zircon daté par U/Pb Zircon provenant des quartzites de Purpurberg (Dresde) cristallisé à l’Archéen et ré-ouvert durant un événement métamorphique cadomien [d’après U. LINNEMAN et al., © 2004, Springer-Verlag, avec la permission de Springer Science et Business Media]

6.8 - MÉTHODE DES DÉSÉQUILIBRES RADIOACTIFS En fait la désintégration de l’uranium (238 ou 235) ou du thorium (232) ne s’effectue pas de façon simple entre le produit initial (U, Th) et le produit final (Pb). Au contraire elle s’effectue par un chemin complexe de désintégrations successives donnant des éléments à vie courte (Tab. 6.3). On peut utiliser certains de ces éléments à vie courte comme chronomètres de phénomènes de courte durée (Tab. 6.4). En effet, ces éléments ont des propriétés chimiques différentes ; ils peuvent donc être concentrés de manière différentielle dans les différents milieux. Ainsi le thorium est rapidement incorporé dans les sédiments. Dans les sédiments marins, on trouvera donc 232Th provenant de l’érosion continentale et 230Th provenant pour une part (environ 25 %) également de l’érosion continentale, mais pour une autre part de la désintégration de 234U contenu dans l’eau de mer. A partir du moment où le Th est piégé dans le sédiment, il n’y a plus d’apports de 230Th venant de 234U ; le rapport 230Th / 232Th va donc diminuer rapidement, car la période de 230 Th est très petite par rapport à celle de 232Th. En mesurant ce rapport 230Th / 232Th

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

139

dans une colonne sédimentaire on pourra accéder à l’âge du sédiment et donc aux vitesses de sédimentation (Fig. 6.6 ci-après). Tab. 6.3 - Chaînes de désintégration de l’uranium et du thorium Les sauts de ligne correspondent à une émission F, ceux de colonne à une émission G. Pour 235U et 232Th la fin du cycle passe par plusieurs nuclides à vie très courte (tiretés). 238

234

U 4.510 a F 234

r

Th 24.1 j

235

U 245,5103 a 234 Pa 1.2 mn

U 7108 a

r

r

F

F

230

231

Th 75 400 a

Th 25,5 h

231 Pa 32800 a 227

232 Th Th 18,7 j 1,41010 a

r

F

227 Ac 21,8 a

r

F 226

Ra 1600 a

r

r

F

F

223

228

Ra 11,4 j

Ra 5,75 a

228

Th 1,91 a 228

r

Ac F 6.1 h 224

Ra 3,7 j

r

F 222

Rn 3,8 jours F

r

218

214

Po 3,1 mn

210

Po 140 μs

r

F

214

Bi

214 Pb 26,8 mn

Po 138 j

210

r

r

Bi 5j

F

210 Pb 22,3 a

F

206 Pb stable

207 Pb stable

Tab. 6.4 - Déséquilibres radioactifs Isotopes

Période T

238

U 234U

245 500 ans

1 Ma

238

U 230Th

75 400 ans

300 000 ans

235

U 231Pa

32 800 ans

150 000 ans

238

1602 ans

8000 ans

210

22,26 ans

100 ans

Th 228Ra

5,7 ans

30 ans

U 226Ra

238

U

232

Pb

Limite d'utilisation

208 Pb stable

140

III - LES CHRONOMÈTRES 100

50

1,3 mm/ka

/

230Th 232Th

3,6 mm/ka

10

88 000 ans 5

1 0

20

40

60

Profondeur (cm)

Fig. 6.6 - Datation thorium dans les sédiments Datation 230Th des sédiments d’une carotte de la ride médio-atlantique, on en déduit des vitesses de sédimentation [d’après T.L. KU, © 1976, avec la permission d’Annual Reviews, Inc.].

Comptage des stries de croissance (an)

L’uranium est facilement fixé par les Coraux, au contraire du thorium. Lorsque les Coraux constituent leur squelette, la composition isotopique de celui-ci est analogue à celle de l’eau de mer, donc enrichie en 234U et déficitaire en 230Th. A partir du moment où le squelette est constitué, le système est fermé. 234U se désintègre en donnant 230Th dont le taux aug800 mente donc avec l’âge. On peut ainsi accéder à l’âge du Corail (Fig. 6.7). 600

400

200

0

Fig. 6.7 - Datation thorium de Coraux

11,800

12,000

Age 230Th (BP)

12,200

12,400

Datation au 230Th de Coraux (Diplosastrea heliopora) de Espiritu Santo (Vanuatu) [d’après G.S. BURR et al., 1998]

De même l’uranium s’incorpore aux couches successives de calcite des stalactites, stalagmites et planchers stalagmitiques des grottes karstiques, qui peuvent être datés de cette manière, comme le montre l’exemple de la grotte Chauvet (Fig. 6.8).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

141

Fig. 6.8 - Age U/Th d’un plancher stalagmitique Datation d’un plancher stalagmitique par U/Th dans la grotte Chauvet [d’après D. GENTY et al., 2005]

Un des descendants de la filière U est le radon (222Rn), gaz rare qui s’échappe dans l’atmosphère et se désintègre en 210Pb. Celui-ci retombe avec la pluie et la neige. Il passe dans les sédiments et la glace, qui constituent des milieux fermés pour lui. Sa période très courte (22,26 ans) permet de l’utiliser pour dater des formations très récentes (sédiments récents lacustres ou marins, glace, neige) et évaluer les vitesses d’accumulation (Fig. 6.9). 210Pb (Bq/g)

0,4 0,3

0,2

0,1

0,05 0,04 0,03 0,02

0,01

1997 1954 ± 8 1943 ± 8

0

0

1835 ± 12

20

H

2,5

1835 ± 12 1743 ± 14 40

cm

Profondeur massique (g/cm3)

1897 ± 10

5,0

852 g/m2/an = 1,3 mm/an

7,5

60

80

1381 ± 26 1266 ± 26

Fig. 6.9 - Ages 210Pb dans une carotte du lac du Bourget Carotte B11a prélevée à – 146 m dans le lac du Bourget (Savoie). L’activité mesurée du plomb 210 permet de dater les vingt premiers centimètres de la carotte, et donc d’évaluer un taux moyen de sédimentation ; on l’extrapole ensuite à l’ensemble de la carotte, dans la mesure où n’apparaissent pas des modifications sensibles du sédiment ; en fonction de l’interprétation du niveau H, soit comme un dépôt instantané, soit comme un dépôt normal, l’âge des séquences sous-jacentes change [d’après E. CHAPRON, 1999 ; mesures M. POURCHET].

142

III - LES CHRONOMÈTRES

6.9 - POTASSIUM - ARGON ET ARGON - ARGON Le potassium est l’un des constituants abondants de la croûte terrestre ; 40K est donc l’un des isotopes radiogéniques parmi les plus fréquents. Sa période de 1,25 109 ans permet de l’utiliser comme chronomètre précis sur un large espace de temps, depuis le Précambrien ancien jusqu’au Quaternaire récent. En fait le système est complexe, car il se produit simultanément deux réactions aboutissant l’une à 40Ar par capture d’un électron et l’autre à 40Ca par émission G–. La première concerne à peu près 10,5 % du matériel. Le chronomètre 40K / 40Ca n’est cependant pratiquement pas utilisé, car il est extrêmement difficile de distinguer le 40Ca radiogénique de celui, très largement dominant, qui ne l’est pas. Le chronomètre 40K / 40Ar est très bien adapté à la datation des roches continentales qui contiennent des minéraux potassiques, et en particulier à celle des laves des marges actives. Il nécessite deux analyses séparées par des méthodes distinctes : analyse chimique du potassium et analyse par spectrométrie de masse en phase gazeuse de l’argon, en dégazant l’échantillon par chauffage. Ceci nécessite de s’assurer que les deux fractions analysées sont parfaitement identiques. En outre on ne peut pas travailler sur de très petites quantités. La méthode 39Ar / 40Ar consiste à remplacer l’analyse chimique du potassium par une analyse isotopique d’un isotope créé à partir du 39K. L’échantillon à dater est irradié dans un réacteur nucléaire sous un flux de neutrons rapides de manière à obtenir la transformation de 39K en 39Ar. Le rapport 40K / 39K est constant ; le rapport 39 Ar / 39K est également constant, dépendant du rendement de la réaction d’irradiation. L’avantage de la méthode est que l’on 12,7 ± 0,5 mesure simultanément l’isotope-fils 40Ar et 13,1 ± 0,6 14,0 ± 1,2 un représentant (39Ar) de l’isotope-père 40K. En outre la miniaturisation de l’analyse par fusion-laser permet de travailler sur des 11,4 ± 1,0 12,0 ± 2,1 quantités très petites, voire d’effectuer plu12,2 ± 0,6 sieurs points de mesure sur un même cristal 14,2 ± 1,5 12,4 ± 2,4 (Fig. 6.10). 13,7 ± 0,9

12,3 ± 2,1

11,3 ± 0,8

12,7 ± 2,0 11,9 ± 1,6

13,8 ± 0,3

1 mm

Fig. 6.10 - Datation d’un cristal de biotite par fusion-laser Ar/Ar Echantillon d’andésite à biotite (SAR 1-01) prélevé en mer sur la marge de Sardaigne (mont Cornacya) avec le submersible Cyana (2381 m de profondeur) [d’après G. MASCLE et al., © 2001, avec la permission d’Elsevier ; datation P. MONIÉ]

Enfin il est possible d’obtenir un dégazage progressif de l’argon, en chauffant l’échantillon par paliers successifs. On obtient ainsi un "âge-plateau". Cette technique permet de se rendre compte si le minéral a perdu de l’argon, qui s’est échappé des mailles du réseau cristallin, aboutissant à un âge plus jeune que l’âge réel, ou au contraire s’il en a capté (excès d’argon) aboutissant à un âge trop vieux (Fig. 6.11).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

143

300

STC 10.3 biotite

250

STC 8.16 muscovite

Age (Ma)

200

150

100

SAR 3.8 muscovite

50

STC 8.2 feldspath

0

0

20

40

60

80

100

Argon dégazé (%)

Fig. 6.11 - Datation Ar/Ar de minéraux Datation d’échantillons de minéraux prélevés sur des granites dans le canal de Sardaigne avec le submersible Cyana entre 2000 et 2400 m de profondeur [datations effectuées par P. MONIÉ]. Le plateau fourni par l’échantillon STC 10-3 montre que la biotite n’a pas été réouverte ; l’âge à 250 Ma (limite Permien - Trias) peut être retenu. De même l’âge à 210 Ma de la muscovite STC 8-16 est acceptable. Les autres échantillons ont été réouverts lors d’un événement thermique postérieur [d’après J.P. BOUILLIN et al., 1999].

6.10 - ISOTOPES COSMOGÉNIQUES Les isotopes cosmogéniques sont créés par l’effet du rayonnement cosmique sur les atomes de l’atmosphère ou du sol. Dans la haute atmosphère, certains atomes d’azote, d’oxygène ou d’argon vont ainsi produire 14C, 3He, 26Al, 10Be, 36Cl, 21Ne (Tab. 6.5). A la surface, les atomes-cibles sont Si, Al, O, Mg, Fe, Ca, K et ils participent à la production in situ des mêmes 14C, 3He, 26Al, 10Be, 36Cl, 21Ne. En particulier Si et O seront à l’origine d’une part importante de 26Al et 10Be. Le quartz, minéral très courant dans les roches et sédiments de la croûte terrestre, va donc s’avérer une cible de choix pour la mise en œuvre des isotopes cosmogéniques. L’autre cible de choix est représentée par tout ce qui contient du carbone : matière organique, coquilles et dépôts carbonatés. Tab. 6.5 - Principaux isotopes cosmogéniques Isotopes cosmogéniques 10

Be 26 Al 36 Cl 14 C 3 H 7 Be 3 He 21 Ne

Période 1,5 106 ans 7,2 105 ans 3 105 ans 5730 ans 12,3 ans 53,17 jours stable stable

144

III - LES CHRONOMÈTRES

6.10.1 - MÉTHODE 14C La méthode au 14C est une des plus anciennement mises en application. Compte tenu de la courte période du 14C (5730 ans), elle ne s’applique qu’à la période récente (moins de 50 000 ans) et est donc souvent mise en œuvre sur du matériel archéologique. La méthode se fonde sur un petit nombre de principes simples. En premier on admet que le taux de rayonnement cosmique atteignant la haute atmosphère est constant, et donc que le taux de production de 14C est lui-même constant. Ceci n’est vrai qu‘en première approximation, et les âges ainsi obtenus sont qualifiés de conventionnels. Il existe des périodes où le bombardement cosmique est plus intense, en particulier lorsque le champ magnétique terrestre est perturbé ("excursion de Laschamps" vers – 41 000 ans) induisant une plus forte production d’isotopes cosmogéniques, et de même les explosions atomiques du XXe siècle ont provoqué une surproduction d’isotopes cosmogéniques (voir Fig. 6.21). Il est donc nécessaire d’effectuer des corrections (voir p. 146) pour obtenir des âges plus réalistes dits âges calendaires. Admettant donc que le taux de production de 14C soit constant, on aboutit à un équilibre où les rapports des différents isotopes du carbone (12C, 13C et 14C) sont aussi constants. Les êtres vivants producteurs primaires qui fabriquent leur matière organique à partir du CO2 de l’air ou de l’eau, par fonction chlorophyllienne ou bactériochimie, puisent donc dans un réservoir à composition constante. Les successeurs dans la chaîne alimentaire sont eux-mêmes alimentés par un réservoir (les producteurs primaires) à composition constante. De même les organismes qui sécrètent un test carbonaté (Algues, Foraminifères, Mollusques, Echinodermes…), ou ceux dont le squelette comporte une phase carbonatée (Vertébrés), se fournissent dans des réservoirs à composition isotopique constante (Fig. 6.12 ci-contre). Tant que l’organisme est vivant, le renouvellement constant de la matière vivante maintient un taux constant. A la mort de l’organisme, le système isotopique se ferme, le 14C commence à décroître, le rapport 14C / 12C également. On datera ainsi les os, dents, fragments de bois, de tissus et de charbon (par exemple le charbon de bois des torches et du "fusain" ayant servi à dessiner dans la grotte Chauvet, Fig. 6.13), ainsi que certaines coquilles à condition que celles-ci n’aient pas été transformées.

Fig. 6.13 - Age 14C de charbon de bois Datation d’un fragment de charbon de bois prélevé sous le plancher stalagmitique daté par U/Th (voir Fig. 6.8) dans la grotte Chauvet [d’après D. GENTY et al., 2005].

Blé (1,2 m) charbon

1

Gnou (2 m) os, dent

2

Photosynthèse

Hyène (1,5 m) os, dent

3

Prédation

Rayonnement

1

2 Oursin (10 cm) calcite

2

2- 3 Saint-Pierre (70 cm) Emiliana Foraminifère os, dent (400 R (coccolite) aragonite (5 R calcite

1

Photosynthèse

2

14CO

Fig. 6.12 - Cycle du 14C

Photosynthèse

Moule Fucus (8 cm) (40 cm) aragonite

2

Homme (1,7 m) os, dent

2- 3

14N — 14C

3

Prédation

Requin (3 m) dent

Le C produit dans la haute atmosphère (spallation de N) est oxydé. Le dioxyde de carbone est incorporé dans la matière vivante par les producteurs primaires (1), et suit la chaîne alimentaire : consommateurs primaires (2) et secondaires (3).

14

Sapin (40 m) charbon

1

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE 145

146

III - LES CHRONOMÈTRES

Il existe en effet deux formes de carbonate de calcium, l’une stable, la calcite (rhomboédrique), l’autre instable, l’aragonite (orthorhombique) qui se transforme en calcite, ce qui ré-ouvre le système isotopique. La méthode ne pourra donc s’appliquer que sur des tests calcitiques (Echinodermes, Brachiopodes), ou aragonitiques non-transformés (la plupart des Mollusques). Les âges ainsi obtenus sont dénommés "âges conventionnels". Il sont exprimés en âges BP (Before Present, conventionnellement 1950), ou en âges calendaires AC ou BC (Avant Jésus-Christ ou Before Christ) ou AD (Anno Domini ) pour les âges post Jésus Christ.

6.10.2 - RECALAGE DE LA COURBE 14C La production du 14C n’est en réalité pas constante, comme on l’a déjà mentionné plus haut. Elle dépend du taux de rayonnement cosmique atteignant la haute atmosphère, taux qui est lui-même contrôlé au premier ordre par l’intensité du champ magnétique terrestre. Lors des baisses de cette intensité (événement de Laschamps par exemple), la production est plus forte. Les systèmes qui se ferment lors de ces pics de production possèdent donc plus de 14C au départ, et en conséquence un taux relativement plus élevé lorsqu’on les date ; ils paraissent donc plus jeunes qu’ils ne sont en réalité. C’est le cas de tous les âges mesurés entre 10 000 et 45 000 ans (Fig. 6.14). Le cas contraire existe pour les âges entre 1500 et 4000 ans (Fig. 6.14a). Grâce à la mise en œuvre de la méthode au 14C en parallèle avec d’autres méthodes, telles que âges U/Th de Coraux et de speleothems, dendrochronologie, comptage de varves, comptage des couches de glace, il est possible de tenir compte de cette variation du taux de production du 14C dans le temps, et de reconstruire une courbe de variation de cette production (voir Fig. 6.23). Il est nécessaire de corriger les âges 14C calculés, en particulier antérieurement en se fondant sur une production constante (âges conventionnels), pour aboutir à des valeurs plus réalistes (âges calibrés). Ceci conduit dans l’ensemble à vieillir les objets datés comme, par exemple, les dessins de la grotte Chauvet, dont les plus anciens sont désormais datés à 36 000 ans.

6.10.3 - 26AL, 10BE, 36CL IN SITU Ces isotopes cosmogéniques sont produits in situ dans les couches superficielles du sol, le rayonnement étant très vite absorbé par celui-ci. Leur taux de production décroît exponentiellement depuis la surface. Ces isotopes sont donc adaptés à la datation de la mise à la surface (affleurement) de roches ou de structures : émersion d’alluvions, recul de glacier, mise à nu d’un escarpement de faille, creusement d’une vallée… La mise en œuvre est complexe, car il faut tenir compte d’un grand nombre de paramètres qui influent sur la production isotopique : la latitude, l’altitude, l’exposition à l’ensoleillement (adret, ubac) contrôlant la durée de l’enneigement… Schématiquement, et en tenant compte de tous les paramètres ci-dessus, plus la surface a été exposée longuement, plus elle contient d’isotopes cosmogéniques.

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

a

147

1000

Production de 14C (moles/an)

900

800

700

600

Laschamps

Lac Mono

500

400 0

10 000

20 000

30 000

40 000

50 000

Age (années BP)

b

50 000

Age 14C (années BP)

40 000

30 000

20 000

10 000 10 000

20 000

30 000

40 000

50 000

Age calendaire (années BP)

Fig. 6.14 - Recalage de la courbe 14C a - Modélisation de la production de 14C en fonction de la variation de l’intensité du champ magnétique pour les derniers 50 000 ans. b - Recalage de la courbe du 14C pour la période 10 000 à 50 000 ans [d’après K. HUGHEN et al., 2004].

148

III - LES CHRONOMÈTRES

Be et 26Al sont produits à partir du silicium, ils sont donc bien adaptés à la datation de surfaces de roches siliceuses, ou silicoalumineuses (granites, gneiss, quartzites, alluvions détritiques… ; Fig. 6.15, voir aussi Fig. 5.38, p. 130). 36Cl est produit à partir du calcium, il est donc bien adapté à la datation de parois calcaires (Fig. 6.16 ci-contre).

10

[10Be] (103 atm g–1) 0

100

200

300

0

Profondeur (cm)

50

100

150 200

250 300

Fig. 6.15 - Age 10Be de terrasses du Drac et du Buëch Terrasses du Drac (D1 : étoiles rouges = Villard-Julien, D6 : carrés noirs = Lestiquières, D7 : hexagones verts = Les Armands) ; terrasse du Buech (B3 : cercles bleus = La-Bâtie-Monsaléon). D1 se situe entre 7,2 et 14 ka, plus vraisemblablement entre 8,2 et 12 ka ; D6 entre 1,1 et 4,9 (3,2 et 4,2) ; D7 entre 5,9 et 10,1 (6,6 et 9,3) ; B3 entre 5,2 et 10,1 (6,6 et 8,1) [d’après G. BROCARD, 2003].

6.10.4 - 10BE DES LAVES 10

Be a été caractérisé dans les laves émises par les volcans des marges actives. Ce Be ne peut pas provenir d’une source autre que les sédiments qui sont subduits dans les fosses, et dont la déshydratation vers 100-150 km de profondeur dans la zone de subduction alimente en fluides la plaque sus-jacente. Il permet donc de contrôler la proportion de matériel sédimentaire subduit et d’évaluer la vitesse de son recyclage à moins de 20 000 ans. 10

6.11 - TRACES DE FISSION L’uranium, noyau instable qui se désintègre, est aussi capable d’un autre type d’évolution. Le noyau peut se séparer en deux noyaux (entre les numéros atomiques 36 krypton et 56 baryum) par une réaction de fission du noyau. C’est cette propriété qui a été utilisée dans la construction des bombes atomiques (Hiroshima). Les noyaux-fils, dénommés fragments de fission, sont expulsés lors de la réaction de fission et créent un dommage dans le réseau cristallin (Fig. 6.17 ci-après). Ce dommage est nommé trace de fission (TF). Il s’agit d’un désordre du réseau cristallin extrêmement fin, pratiquement impossible à observer sous microscope.

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE a

149 7 séismes

10

6 séismes 5 séismes

Hauteur (m)

8 6 4 12

b 3

4

Altitude (m)

2

5

[35Cl] par gramme de roche w 105

8 4 0

T0 –4

0

1

2

3

4

5

3

4

5

4

5

4

5

Altitude (m)

12

Escarpement Q3

8 4

Q3 0

T1 –4

0

1

2

Altitude (m)

12

Q2 Q3

8

Q2 4

Q3 0

T2 –4

0

1

2

3

12

Q1

Escarpement cumulé Q2 Q3

Altitude (m)

Q1 8

Q2 4

Q3 0

Tf –4

0

1

2

3

[35Cl] par gramme de roche

Fig. 6.16 - Ages 36Cl sur une surface de faille dans l’Apennin a - Profil des teneurs en 36Cl obtenues sur une surface de faille (faille de Magnola, région d’Avezzano, Italie centrale) et modélisation avec 5, 6 ou 7 étapes (séismes) ; le meilleur modèle est celui à 6 événements. b - Profil schématique attendu pour une succession de 3 événements équivalents (glissement de 4 m) séparés par 4000 ans [d’après L. PALUMBO et al., © 2004, avec la permission d’Elsevier].

150

III - LES CHRONOMÈTRES

Seul un traitement chimique approprié permet d’élargir le dommage et de le rendre observable : révélation de la trace (Fig. 6.18). L’uranium est un élément relativement répandu sur Terre ; il est présent entre autres dans l’apatite, le zircon, le sphène, les micas, les verres volcaniques. a

c

b

Fig. 6.17 - Principe de formation des traces de fission Un atome d’uranium présent en substitution dans le réseau cristallin, en noir (a), fissionne en donnant deux atomes qui sont expulsés dans le réseau (b), ce qui induit des dommages au sein du réseau (c). Un traitement chimique approprié permet d’agrandir la zone endommagée (révélation de la trace) [d’après K. GALLAGHER et al., © 1998, avec la permission de Annual Reviews, Inc.].

50 R Fig. 6.18 - Image d’un cristal d’apatite Le traitement chimique a pour résultat de "révéler" toutes les zones fragiles du cristal (traces de fissions, dislocations, microfractures…). Il n’est pas toujours aisé de bien séparer les traces de fissions des autres dommages [d’après B. MUCEKU, 2007].

Lorsque le système se ferme, les dommages commencent à se conserver dans le réseau du cristal-hôte. Plus l’âge de fermeture est ancien et plus il y a de dommages. Donc en comptant les traces, on peut arriver à l’âge de fermeture du système. Cependant le réseau cristallin est susceptible de se réparer, en particulier lorsque le minéral est réchauffé, et donc les traces peuvent disparaître. Il existe pour chaque minéral une température au-dessous de laquelle, les dommages ne sont pas réparés et donc les traces sont toutes conservées, et une température au-dessus de laquelle toutes les traces sont effacées. Entre les deux, les traces sont plus ou moins conservées. Pour l’apatite, ces températures sont respectivement de 60 °C

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

151

et 130 °C et pour le zircon de 110 °C et 240 °C. Dater par traces de fission sur ces deux minéraux une roche qui les contient permet donc de savoir quand cette roche a franchi les températures de 240 °C, 130-110 °C et 60 °C, ce qui correspond, dans une région à géotherme normal, à des profondeurs de l’ordre de 8/10, 4 et 2 km. On peut donc reconstituer l’histoire du soulèvement de cette roche depuis une dizaine de km jusqu’à son arrivée en surface (Fig. 6.19). 20°

21°

. IL

AR UT

SC

AM15-00 38,7±7,3 AM16-00 49±3,5 AM18-03 40,6±5,4

AM10-03 21,4±1,4

AM13-03 174±15

AM23-02 14,5±1,2 AM25-02 11±1,3 AM27-02 17±1

AM9-00 10,8±0,7

KUKES

AM1-00 11,3±0,6

AM15-02 14,7±1,9

PESHKOPI

AM20-00 11,1±1,2

AM12-02 13,1±0,9 AM14-02 44,6±5,6

ED

AM02-03 15,7±3,7

M

IQUE

AM13-02 41,4±4,2

OI

AM03-03 156±17



24 cristaux

     

 ±



20 cristaux

 



PRESPRES L.



OHRID L.

ADRIAT

AM8-00 11,9±0,7

AM8-00 125±13

AM30-02 50,5±5,7

AC

42°

NE

MONT

ENEG

RO

AM15-00 103±9,6

± 

±    

Erreur relative (%)

 

Erreur relative (%) VLORA

E

EC

AFT ZFT

GR

40°

ALBANIDES EXTERNES Mz-Q ALBANIDES INTERNES MIRDITA KORABI, RUBIKU

< Pz-J

Fig. 6.19 - Ages traces de fission des nappes internes d’Albanie Résultats de l’étude par la méthode des traces de fission sur apatite (AFT) et sur zircon (ZFT) des nappes internes d’Albanie : carte montrant quelques résultats et deux exemples de datations bien contraintes. On met en évidence une différence importante entre l’ouest dénudé dès l’Eocène (autour de 40 Ma) et l’est qui est resté en profondeur (4 km) jusqu’au Miocène moyen (entre 15 et 10 Ma). Les zircons montrent que toutes les unités ont été situées au-dessus de 9-10 km dès le Crétacé [d’après B. MUCEKU et al., 2006].

152

III - LES CHRONOMÈTRES

On peut aussi, en prélevant des échantillons à différentes altitudes dans une région en cours de soulèvement, moyennant certaines hypothèses sur le flux de chaleur que l’on suppose constant, reconstituer l’histoire du soulèvement (Fig. 6.20). 7500 7000

Elévation (m)

6500 6000 5500 5000 4500 4000 3500 0

1

2

3

4

5

6

7

8

Age (Ma)

Fig. 6.20 - Ages traces de fission du massif de Distagil Sar (Karakoram, Pakistan) L’analyse de traces de fission sur apatite le long d’un profil vertical permet d’évaluer le taux d’érosion de la région aux environs de 0,7 mm/an, correspondant à un rapide soulèvement récent de l’ordre de 3 km entre 6,6 et 2,4 Ma [d’après G. POUPEAU in M. KROL et al., © 1996, John Wiley and Sons].

6.12 - MÉTHODE U/TH-HE (FIG. 6.21) Dans les minéraux, l’hélium (particules F) est produit par la désintégration de 238U, 235 U, 232Th, et des éléments intermédiaires des chaînes de désintégration de ces isotopes jusqu’au Pb (voir Tab. 6.3). La désintégration du 147Sm jusqu‘au Nd produit également de l’He, mais dans une quantité beaucoup moins importante. La production de particules Fsuit donc la loi suivante : 4

He0 = 8 238U0(e(Q238t) – 1) + 7 235U0(e(Q235t) – 1) + 6 232Th0(e(Q232t) – 1) + 147Sm0(e(Q147t) – 1)

où He0, U0, Th0 et Sm0 sont les quantités actuelles, t le temps d’accumulation, ou âge He, et Q les constantes de désintégration radioactive. Les coefficients précédant les quantités d’U et de Th correspondent aux nombres de particules Fémises dans chaque chaîne de désintégration (voir Tab. 6.3). Le rapport 235U0 / 238U0 est constant (égal à 1/137,88), et la quantité de particules F produites par désintégration de 147Sm est négligeable dans la majorité de cas ; l’équation devient : 4

He0 = 8 238U0(e(Q238t) – 1) + 7 (238U0 / 137,88)(e(Q235t) – 1) + 6 232Th0(e(Q232t) – 1)

N1

Q

Tr3-J1

Oligocène moyen Tuf volcanique

Pg32

N11a

1b

Pg32

Oligocène sup.

Pg33

XJ2

4,2 ± 0,1 27,5 ± 0,5 27,8 ± 1,5

N11a

Pg33

30

N11a

25

Miocène inf.

180

140

110

80

50

20

N2

15

N11b

Q

Temps (Ma)

Miocène sup.

N11b

20

N2

XJ2

Pliocène

10

5

E

Q

Quaternaire

0

5

2,5

0

Profondeur (km)

Un tuf volcanique est intercalé dans l’Oligocène supérieur du bassin de Korça en Albanie. Il provient d’une éruption située plus à l’est (arc magmatique calc-alcalin situé en Macédoine et Bulgarie). Les âges TF sur zircon et apatite sont concordants autour de 26-28 Ma ; l’âge U/Th-He sur zircon est également concordant (27,5 Ma) indiquant qu’il s’agit là de l’âge de l’éruption ; cet âge nous indique aussi que le sédiment n’a pas atteint la température de 170-200 °C (enfouissement de l’ordre de 7 km) puisque le thermomètre U/Th-He sur zircon n’est pas perturbé. En revanche l’âge U/Th-He sur apatite (4,2 Ma) indique que la température a atteint l’intervalle 70-110 °C et donc un enfouissement d’au moins 2,5 km, suivi d’une exhumation depuis 4,2 Ma [d’après B. MUCEKU, 2007].

Fig. 6.21 - Datation U/Th-He et traces de fissions d’un tuf volcanique dans le Paléogène de Korça (Albanie)

Cr2

Crétacé sup.

XJ2

Cr2

Pg33

Jurassique (ophiolites)

XJ2

26,1 ± 4,2

Tr3-J1

W

Trias sup. Jurassique inf.

0

1000

2000

Traces de fission sur le zircon

U/Th-He sur zircon

Traces de fission sur l'apatite

U/Th-He sur apatite

Méthode de datation - Ages (Ma)

b

T (°C)

a

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE 153

154

III - LES CHRONOMÈTRES

Cette équation n’est cependant vérifiée que si : ` tous les éléments-fils des chaînes de désintégration sont à l’équilibre séculaire, ce qui est généralement le cas pour les cristaux formés au moins 350 000 ans avant le début d’accumulation de particules F ; ` la concentration initiale de 4He est zéro. Cet He initial pourrait provenir d’une contamination atmosphérique ou d’inclusions fluides. Dans le cas de minéraux riches en U et Th, tels les apatites et les zircons, les quantités de 4He initial sont négligeables par rapport à 4He produit. Cela peut ne pas être le cas, si les minéraux sont très jeunes, ou si des inclusions fluides sont très riches en 4He. Les températures de fermeture sont de 60-75 °C pour l’apatite et de 170-200 °C pour le zircon. L’obtention de l’âge nécessite une mesure de la quantité de 4He, qui est extrait par chauffage et analysé au spectromètre de masse, et une mesure des teneurs en U et Th par voie chimique.

6.13 - THERMOLUMINESCENCE ET LUMINESCENCE STIMULÉE OPTIQUEMENT La thermoluminescence (TL) est la propriété qu’ont certains minéraux d’émettre de la lumière lorsqu’ils sont chauffés, propriété remarquée dès 1663 par Sir BOYLE sur le diamant. La luminescence stimulée optiquement (OSL = Optic Luminescence Stimulation) concerne la propriété d’émettre de la lumière sous l’effet d’un rayonnement électromagnétique (visible ou IR). Ces propriétés résultent de l’existence de dommages dans le réseau cristallin, causés par un rayonnement ionisant. Ce rayonnement peut être d’origine cosmique ou, plus souvent, dû aux éléments radioactifs présents dans le minéral (U, Th, K). Comme dans le cas des traces de fission, les dommages du réseau cristallin se réparent à chaud (TL), ou sous l’effet d’une exposition à un rayonnement électromagnétique (OSL) ; cette réparation se traduit par une émission lumineuse. Ainsi le système se ferme lorsque le minéral ou l’objet se refroidit (TL) ou est enfoui (OSL). La méthode TL est utilisée en volcanologie pour dater les éruptions récentes (chaîne des Puys) sur des minéraux des laves (feldspaths, zircons) ou d’enclaves (quartz). Elle est aussi très utilisée en archéologie pour dater des foyers ou des terres cuites. Dans le cas du quartz, l’exposition prolongée au Soleil suffit à entraîner la réparation des dommages. Ainsi les sables éolisés des régions désertiques ne sont pas luminescents en surface. En revanche ils le sont en profondeur ; on peut donc dater par OSL l’âge de l’enfouissement d’un sable et donc reconstituer des vitesses de dépôt de formations éoliennes comme les lœss (Fig. 6.22). Cette méthode impose que les échantillons soient prélevés et traités à l’abri de la lumière ; elle nécessite en outre une détermination par voie chimique des teneurs en éléments radioactifs (U, Th, K).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

155 Age (ka)

0

10

20

30

40

0

Perturbé par l’agriculture 50

10,9 ± 3,6 cm/ka 100

17,7 ± 10,9 cm/ka

Profondeur (cm)

150

Remaniements anciens

200

250

L0 S1

300

10,8 ± 1,7 cm/ka 350

400

Remaniements anciens

450

Fig. 6.22 - Datation OSL de lœss de Chine du Nord La partie supérieure des lœss du "plateau lœssique chinois" a été datée par OSL sur la coupe de Xifeng (province du Gansu, Chine). La partie supérieure (jusqu’à 0,50 m de profondeur) a vraisemblablement été perturbée par les pratiques agricoles (le matériel a vu la lumière). Plus bas apparaissent deux zones perturbées. Les zones qui fournissent des résultats cohérents permettent de calculer des vitesses de dépôt plus ou moins bien contraintes [d’après T. STEVENS et al., © 2006, Geological Society of America, Inc.].

6.14 - CROISEMENT DE PLUSIEURS MÉTHODES Il est extrêmement intéressant de pouvoir croiser plusieurs méthodes de datation. Cela fournit une robustesse plus grande à la datation du phénomène. Cela permet aussi d’inter-corréler les méthodes entre elles, et donc de corréler les échelles. L’exemple de la datation de l’éruption minoenne de Santorin illustre bien cette double démarche. L’éruption minoenne de Santorin (Fig. 6.23) est sans doute la pire catastrophe qu’ait connu le domaine méditerranéen au cours de l’âge du Bronze (voir Fig. 5.23, p. 119).

156

III - LES CHRONOMÈTRES

Cette catastrophe est souvent corrélée avec le mythe de la disparition de l’Atlantide. Différentes méthodes ont été mises en œuvre pour la dater. L’archéologie classique, fondée sur le style des œuvres (céramiques, fresques, outillage), et les échanges avec l’Egypte, a d’abord situé l’éruption vers 1480 (+/– 30), mais il est apparu que l’échelle de référence était mal calée. Un nouveau calage de cette échelle avait conduit à un âge de 1620 (+/– 30). La thermoluminescence sur les fragments de poterie a donné des âges entre 1480 et 1680. Une moyenne de 14 âges au radiocarbone a donné 1575 (+/– 50). L’éruption est enregistrée dans la glace du Groenland, et la carotte GRIP suggère un âge de 1650 (+/– 20) (voir Fig. 5.26, p. 121). Une étude dendrochronologique a abouti à un âge proche de 1620 AC, mais il n’y a pas assez de matériel pour valider le résultat. En définitive, C. HAMMER et al. (1987) admettent que l’éruption a dû se produire en 1645 AC (+/– 7), soit encore il y a 3659 ans (+/– 7) (en 2014), ou encore en 3595 (+/– 7) BP (depuis 1950). Années AC 1400 Ages archéologiques conventionnels

1450 1500

Thermoluminescence

1550 1600

Ages archéologiques recalés (BETANCOURT, 1987)

Moyenne de 14 âges calibrés au 14C

1650 1700

Dendrochronologie Carotte de glace

Age retenu

Fig. 6.23 - Datation de l’éruption minoenne de Santorin AC = Avant Jésus-Christ ; BP = Before Present (1950) [d’après W. FRIEDRICH, © 2001, Cambridge University Press]

6.15 - RECONSTITUTION DE L’HISTOIRE THERMIQUE D’UN MASSIF L’utilisation de plusieurs géochronomètres, sur des minéraux ou des associations de minéraux, différents, présentant des températures de fermeture différentes, permet de reconstituer l’histoire thermique d’un massif comme le Tso Morari en Himalaya du Ladakh. Le massif du Tso Morari est un massif cristallin interne de la chaîne himalayenne appartenant à l’ancienne marge indienne de la Téthys. Il a subi une subduction aboutissant à l’éclogitisation, puis une exhumation. En utilisant plusieurs géochronomètres, on peut reconstituer l’histoire du massif d’une manière robuste, et en particulier montrer que l’exhumation est un phénomène rapide. On peut aussi réaliser un contrôle mutuel des méthodes (U/Pb et Sm/Nd ; Lu/Hf et U/Pb ; Ar/Ar, Sm/Nd et Rb/Sr) et aboutir ainsi à des résultats particulièrement fiables (Fig. 6.24).

6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE

157

Millions d’années 500 0

450

60

//

50

40

30

SCHISTES VERTS Rb/Sr : RT U/Pb : Zr

Sm/Nd : isoch

Kilomètres

CRISTALLISATION DU GRANITE 50

n

uctio

Subd

75

Sm/Nd : isoch

Ft : Ap

10

0

Ft : Ap

AMPHIBOLITE

Ar/Ar : Ph Rb/Sr : Ph Sm/Nd : isoch SCHISTES BLEUS

Exhumation

25

Ar/Ar : Mu Ar/Ar : Bi Ar/Ar : Mu

20

ECLOGITE SCHISTES BLANCS U/Pb : allan

Lu/Hf : isoch 100

//

Fig. 6.24 - Evolution verticale du massif du Tso Morari Le massif du Tso Morari (Ladakh, Inde) comporte un massif granitique intrusif dans une série sédimentaire du Paléozoïque inférieur et recouvert par une série sédimentaire permo-triasique où sont intercalés des basaltes permiens. L’ensemble est fortement déformé. Le protolithe granitique est daté sur roche totale (Rb/Sr) puisque le système roche totale est fermé lors de la cristallisation du granite, par U/Pb sur zircon, minéral qui résiste généralement bien à la réouverture, et par isochrone Sm/Nd sur roche totale et minéraux magmatiques (apatite, grenat). Le faciès éclogite est daté sur des minéraux dont la température de fermeture est élevée (> 580 ± 50 °C) par les méthodes Lu/HF (isochrone roche totale, grenat et omphacite) dans des métabasaltes en boudins et U/Pb sur des allanites des métapélites. Les rétromorphoses sont datées sur des minéraux caractéristiques de chaque étape. Pour le faciès schistes bleus, une isochrone grenat - amphibole - roche totale en Sm/Nd a été déterminée. Pour les amphibolites, les méthodes Ar/Ar et Rb/Sr sur phengite sont couplées avec une isochrone Sm/Nd (grenat, amphibole, roche totale). Pour la rétromorphose schistes verts, on a mis en œuvre la méthode Ar/Ar sur muscovite et biotite. Enfin les traces de fission sur apatite fournissent les âges des stades de basse température. allan = allanite ; Ap = apatite ; Bi = biotite ; Ft = traces de fission ; isoch = isochrone ; Mu = muscovite ; Ph = phengite ; RT = roche totale ; Zr = zircon [données d’après J. DE SIGOYER, 1998 et M. SCHLUPP, 2003].

7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

Les espèces naissent, évoluent et disparaissent au cours du temps. Jean-Baptiste LAMARCK

7 - BIOCHRONOLOGIE 7.1 - FONDEMENTS DE LA BIOCHRONOLOGIE La biochronologie est fondée sur la reconnaissance de l’évolution biologique. La théorie de l’Evolution, à laquelle sont associés les noms de LAMARCK (1744-1829) et de DARWIN (1809-1882), a été développée au cours des XIXe et XXe siècles ; elle est cependant d’origine très ancienne ; un premier énoncé apparaît dans De la Nature d’ANAXIMANDRE de Milet (610-546 AC) et la sélection naturelle est évoquée par EMPÉDOCLE d’Agrigente (490-435 AC). Toute théorie scientifique a pour but d’ordonner et d’expliquer un ensemble de connaissances scientifiques ; sans pour autant qu’elle soit directement prouvée, ou réfutée, au moins au moment où on l’énonce. La théorie de l’Evolution a un pouvoir explicatif considérable. Elle se fonde sur un très vaste corpus de faits observés et observables, et donc vérifiables, même si les mécanismes mis en jeu ne font pas encore l’objet d’un consensus. Ce pouvoir explicatif se traduit entre autres par la réalisation d’une classification naturelle, phylogénétique, du monde vivant. Même si certaines réticences se manifestent encore, elle a été récemment très sérieusement confortée par la découverte de l’horloge moléculaire. Cette horloge est fondée sur l’existence de protéines caractéristiques très largement présentes au sein du monde vivant, mais qui montrent des différences plus ou moins importantes selon les groupes. En évaluant l’importance des différences entre certains groupes et en utilisant les données paléontologiques qui renseignent sur l’époque de l’apparition de ces groupes, il est possible de caractériser une vitesse moyenne d’évolution pour chaque type de protéine (Fig. 7.1) en admettant a priori que l’évolution est linéaire, ce qui est loin d’être démontré. Pour l’hémoglobine par exemple, on constate une différence de 18 acides aminés sur la séquence des 141 de l’F-globine entre l’homme et le cheval. Si l’on admet d’une part que les deux lignées ont divergé vers le début du Paléocène (66 Ma), et d’autre part que les modifications sont également partagées entre les deux lignées (9 pour chacune), cela donne un rythme de modification (mutation) de l’ordre de 7 à 8 Ma. La figure montre aussi que les résultats sont très différents selon les protéines considérées. Certaines (fibrinopeptides) évoluent vite et d’autres (histones) très lentement.

80

Chordés/Invertébrés

Gnathostomes/Craniates

100

Tétrapodes/Sarcoptérygiens

120

Mammifères/Sauropsidés

140

Oiseaux/Archosauriens

160

inop ept ides

180

Fibr

Primates/Ongulés

III - LES CHRONOMÈTRES Indice de remplacement d’acides aminés

160

bine

oglo

Hém

60

eC

Cytochrom

40 20

Histones 0

200

400

600

800

1000 Ma

Fig. 7.1 - Exemples d’horloge moléculaire Les protéines analysées sont toutes largement diffusées dans le monde animal. Elles montrent des variations plus ou moins importantes dans leurs composants de base. A partir de ces variations dans les formes actuelles et des données paléontologiques, il est possible de reconstruire une tendance évolutive. Ainsi les hémoglobines des Stomochordés (Amphioxus, Chordé) diffèrent, respectivement, fortement de celle de l’Homme (Primate), un peu moins de celles des Oiseaux, et encore moins de celles des Poissons (Gnathostomes) [d’après M. KIMURA, 1990].

Au début, et pendant longtemps, les données fournies par les fossiles ont constitué l’un des fondements de la théorie de l’Evolution. De nos jours, les rôles sont inversés, et c’est désormais la théorie de l’Evolution qui permet de replacer dans un cadre logique les données de la Paléontologie. Dans sa définition actuelle, l’évolution regroupe l’ensemble des mécanismes conduisant à des changements au cours du temps dans la nature et la fréquence de types héritables au sein d’une population. L’évolution biologique est contrôlée par la capacité d’acquérir de nouvelles potentialités physiologiques, s’exprimant par des caractères nouveaux (physiologiques, morphologiques…), et par la pression de sélection naturelle. L’acquisition de ces nouvelles potentialités physiologiques passe par des modifications au niveau du code génétique, en particulier au niveau des gènes qui contrôlent le développement (gènes HOX ou "architectes"). Ces modifications se produisent majoritairement de façon aléatoire. Lorsqu’elles affectent les éléments reproducteurs, elles peuvent être transmises au moment de la reproduction. Si les organismes se développent mieux dans le biotope initial, ou peuvent s’installer dans d’autres biotopes, les modifications sont dites favorables. Si elles sont défavorables, l’organisme ne se développera pas, ou en tout cas ne se reproduira pas ; la transmission ne s’effectuera donc pas. Une petite modification au cours du développement peut donc engendrer une forme parfois assez différente, mais tout de même capable de se reproduire et dont la descendance est viable. La sélection naturelle, dont le rôle fondamental a été mis en évidence par WALLACE et DARWIN (1852), aboutit donc à l’élimination, ou à la non-apparition, des formes qui ne sont pas, ou sont mal, adaptées à leur environnement. La fréquence des modifications génétiques au sein d’un groupe a des chances d’être d’autant plus rapide, que les cycles de reproduction sont plus courts. Les rythmes de reproduction sont très différents suivant les organismes. Ils vont d’une génération toutes les demi-heures chez les Bactéries, tous les quelques jours chez de nombreux unicellulaires (Foraminifères, Radiolaires, Diatomées…), tous les ans

7 - BIOCHRONOLOGIE

161

chez de nombreuses formes animales ou végétales, jusqu’à tous les 10-15 ans chez les grands Primates par exemple. Par ailleurs, lorsque des organismes sont particulièrement bien adaptés à un biotope particulier, et qu’ils n’ont pas de concurrents ni de prédateurs, ils peuvent se maintenir sans évoluer sensiblement sur de longues périodes ; ils constituent des espèces panchroniques, souvent traités de "fossiles vivants". Les Lingules (Brachiopodes inarticulés), vivant sur des fonds vaseux de mer chaudes, n’ont pratiquement pas changé de morphologie depuis leur apparition au Cambrien (541 Ma). Les Limules, Arthropodes marins vivant sur les fonds sableux, sont connues depuis le Cambrien moyen (520 Ma). Les Coelacanthes ("poissons" actinistiens) qui vivent dans les eaux des Comores et d’Indonésie sont semblables à leurs ancêtres de la fin du Crétacé (70 Ma), et très proches de ceux du Dévonien d’Allemagne (380 Ma).

7.2 - FOSSILES STRATIGRAPHIQUES Le chronomètre biostratigraphique implique de disposer de fossiles. Il ne s’applique donc bien évidemment qu’à partir du moment où des organismes ont été munis de tissus solides, souvent minéralisés et donc susceptibles d’être fossilisés, c’est-àdire depuis le début du Paléozoïque (541 Ma) ; encore que quelques tentatives de biostratigraphie du Précambrien supérieur aient été tentées, en se fondant sur les Stromatolites [K. VALDIYA, 1969 ; P. CLOUD et M. SEMIKHATOV, 1969] (voir Fig. 7.6) ou sur des Acritarches. L’élément de base de la biostratigraphie est le fossile caractéristique, ou fossile stratigraphique, ou encore fossile index. La première mise en application du concept de fossile caractéristique remonte à A. BRONGNIART (1822), qui a corrélé grâce à des faunes identiques des niveaux (Crétacé) de Normandie et de Savoie, bien que les lithologies soient assez différentes (craie à Rouen et calcaires lités en Savoie). Les fossiles stratigraphiques sont, dans l’idéal, des formes bien caractéristiques et souvent dites "opportunistes", c’est-à-dire ayant une répartition temporelle courte, et une répartition spatiale large, et peu dépendante des milieux de sédimentation. Une répartition temporelle courte sous-entend une évolution rapide. C’est le cas de la majorité des organismes unicellulaires (Foraminifères, Coccolites…), et aussi de certains autres groupes à rythme de reproduction rapide (Mollusques, Rongeurs…). Une répartition spatiale large est favorisée par le fait de connaître un épisode pélagique au cours de son cycle de vie. Les organismes unicellulaires planctoniques (Foraminifères planctoniques, Coccolites, Radiolaires…), et tous les Métazoaires à larves planctoniques (Mollusques, Echinodermes, Euarthropodes marins…), présentent cette particularité. Ces formes sont en outre généralement assez peu dépendantes des milieux de sédimentation. Un bon exemple de forme à répartition temporelle courte et spatiale large est fourni par une Ammonite ; Oxytropidoceras douglasi KNECHTEL a été découvert au Ladakh dans un flysch volcani-clastique, milieu particulièrement peu favorable à la conservation des fossiles (Fig. 7.2) ; cette forme caractérise l’Albien moyen (vers 105 Ma). Outre l’Himalaya, elle est connue au Texas, en Californie, au Pérou, en Provence, en Angola et à Madagascar.

162

III - LES CHRONOMÈTRES

a

b

Fig. 7.2 - Oxytropidoceras Genre d’Ammonite caractéristique de l’Albien moyen à diffusion mondiale. a - Forme récoltée en Himalaya du Ladakh [d’après J.P. THIEULOY et al., 1990]. b - Figuration par A. D’ORBIGNY (1850-1852).

7.3 - CHRONOZONES ET BIOZONES Les fossiles stratigraphiques permettent de définir des biozones, donc de découper le temps en chronozones. Une biozone, une zone, selon la définition d’OPPEL (1858), est un intervalle de temps au cours duquel une espèce caractéristique, ou un groupe (association) d’espèces caractéristiques, sont repérés dans des roches sédimentaires (Fig. 7.3). Distribution stratigraphique d’espèces

Profil stratigraphique synthétique Zone 5

Zone 4

22

12 14

7

29

8

32 9

20 13

26

23

31

6

28

Zone 3

30

19 27

11 Zone 2 4

1 Zone 1

15

5

25 33

16 18 3 2

21 10

17

24

34

Fig. 7.3 - Principe de la zonation d’OPPEL Les zones d’OPPEL sont définies par un ensemble d’espèces caractéristiques. Ainsi la zone 3 est caractérisée par la présence simultanée des espèces 2, 3, 10, 11, 15, 18, 19, 23, 27, 30 et 33, et éventuellement 12, 24 et 28. Deux espèces sont plus particulièrement caractéristiques : 11 et 27.

0

Gs

Ps

80 0

Pp

1m

80

0

20 40

0

Ps

40

AB

80

0

Pp

40

80

5m – 89

– 84

– 80

– 78

– 75

– 72

– 63

– 59

– 51

Gs

0 10 0

Ps

25

50

0

Sicile coupe Gibliscemi

Pp

15

35

12,006

11,8

11,543

11,211

Fig. 7.4 - Répartition de Foraminifères planctoniques du Serravallien

Calcaires Marnes grises Marnes rouges

20 0

Gs

LO P. partimlabiata

LCO G. subquadratus

LO P. siakensis

Tremiti coupe Camposanto

Précess. Excent.

12,60

12,50

12,40

12,30

12,20

12,10

12,00

11,90

11,80

11,70

11,60

11,50

11,40

11,30

11,20

11,10

Ma

Plusieurs espèces de Foraminifères planctoniques se succèdent dans trois coupes du Serravallien (Miocène moyen, 13,82-11,63 Ma) d’Italie (coupes de Tremiti dans le Gargano et Gibliscemi en Sicile). Un comptage des individus de trois espèces (G. subquadratus, P. siakensis, P. partimlabiata) permet de mettre en évidence leur développement et leur disparition et de corréler certains événements avec un profil astrochronologique. Noter les remaniements dans la partie haute des coupes Tremiti Castello et Gibliscemi [d’après F. LIRER et al., 2002].

1m

Tremiti coupe Castello

7 - BIOCHRONOLOGIE 163

Pour une espèce donnée, on caractérise son apparition (FO = First Occurrence ou FAD = First Appearance Datum), sa grande abondance (AZ = Acmé Zone), et sa disparition (LO = Last Occurrence ou LAD = Last Appearance Datum). On peut même parfois affiner, lorsque les individus sont nombreux, en utilisant les moments où les individus commencent, ou cessent d’être nombreux (FCO = First Common Occurrence ; LCO = Last Common Occurrence…). C’est le cas en particulier avec les formes planctoniques (Foraminifères, Nanofossiles) du Néogène (Fig. 7.4 et 7.6).

164

III - LES CHRONOMÈTRES

On utilise aussi des zonations fondées (Fig. 7.5) : ` sur la période de coexistence de plusieurs espèces (biozone d’association ou cénozone) ; ` sur l’intervalle entre l’apparition d’une forme et la disparition d’une autre (biozone de distribution) ; ` sur l’intervalle entre les apparitions et les disparitions de deux formes (biozone d’intervalle). Temps LO

LCO

ACME

Espèce 2

Espèce 2

FO

LO

AZ

LO

Espèce 2

LO

FCO LO

FO FO

FO Espèce 1

Occurence Acmé

Espèce 1

Intervalle

Espèce 1

Distribution

Espèce 1

Espèce 3

Association

Fig. 7.5 - Définition des différents types de biozones

Ces zonations permettent en général de diminuer le pas de temps, et donc d’augmenter la précision de la datation et des corrélations (Fig. 7.6 ci-contre).

7.4 - FACTEURS LIMITANTS L’établissement d’une zonation dans une région présuppose que l’enregistrement soit fidèle, donc que la fossilisation n’ait pas été perturbée. Or les causes de perturbation sont nombreuses. L’érosion par exemple peut avoir détruit une partie de l’enregistrement (Fig. 7.7a ci-après). Le domaine de sédimentation peut n’avoir pas enregistré tout le temps, c’est en particulier le cas au niveau des plates-formes continentales (Fig. 7.7b ci-après). Nous savons aussi que les formes planctoniques ne se développent en abondance qu’au niveau des zones de divergence océanique, et sont pratiquement absentes ailleurs (voir Chap. 4). Ainsi l’absence, ou la faible abondance, d’une espèce peut simplement signifier que le milieu n’était pas, ou peu, favorable à son développement.

7 - BIOCHRONOLOGIE

165

Biozones

Bioévénements

acostaensis

MMi 11 pp

MMN 8b

FO Neogloboquadrina acostaensis

MMi 10

MMN 8a

obliquus obliquus

LO Helicosphaera walbersdorfensis

MMi 9

LO Paragloborotalia siakensis LCO Paragloborotalia siakensis FRO Globigerinoides obliquus obliquus

MMi 8

LCO Globigerinoides subquadratus

LCO Discoaster kugleri

decoraperta

MMi 7c MMi 7a MMi 7b

FO Neogloboquadrina spp

partimlimbata mayeri duryi

MMi 7

LCO Coccolithus miopelagicus

LO Paragloborotalia partimlabiata

FCO Discoaster kugleri

AE2 Paragloborotalia siakensis FCO Globoturborotalia decoraperta LO Paragloborotalia mayeri FCO Paragloborotalia mayeri AB2 Paragloborotalia siakensis

FCO Calcidiscus macintyrei

FO Paragloborotalia partimlabiata AE1 Paragloborotalia siakensis

LCO Calcidiscus premacintyrei

FO Calcidiscus macintyrei

MMi 6

praeatlantica partimlimbata altispira altispira

MMN 7

MMN 7b MMN 6b

MMN 7a

MIOCENE MMN 6

13 Ma

SERRAVALLIEN

12 Ma

Nannofossiles

FO Neogloboquadrina atlantica

siakensis

11 Ma

Foraminifères planctoniques

FCO Helicosphaera stali FO Catinaster coalitus

MMN 7c

TORTONIEN

MMN 8 pp

Nanno. Foram.

AB1 Paragloborotalia siakensis

MMi 5 pp

LO Globorotalia peripheroronda suturalis peripheroronda

MMN 5b

MMN 6a

FCO Reticulofenestra pseudoumbilicatus LCO Cyclicargolithus floridanus

LO Sphenolithus heteromorphus

Fig. 7.6 - Les biozones du Serravallien (Miocène moyen, 13,65-11,61 Ma) FO = First Occurrence = apparition ; LO = Last Occurrence = disparition ; FCO = First Common Occurrence = moment où l’espèce commence à être assez fréquente ; LCO = Last Common Occurrence = id., assez rare ; AZ = Acmé Zone = période de grande abondance, son début caractérise l’Acmé Base (AB) et sa fin l’Acmé End (AE) [d’après R. SPROVIERI et al., 2002].

III - LES CHRONOMÈTRES

Migration

Migration Barrière continentale Province 1

1

Province 2

2

Distance Coupe lithologique Biozone SIM 3 observée 3

Biozone observée 2

SIM 2

Biozone observée 1

SIM 1

Répartition réelle

Temps

Nonfossilisé

Répartition prov. 1

Erosion

Disparition locale

Répartition prov. 2

Extinction Barrière continentale

a

Répartition stratigraphique observée

166

b Sédimentation plus ou moins abondante sur la plate-forme

Sédimentation condensée dans le bassin

Chronozone 3 Chronozone 2 Chronozone 1

Coupe temps PHN Biozone 3 IT

SIM 3

Chronozone 3

SIM 2

Chronozone 2

Hiatus

IT Hiatus

Temps

PHN Biozone 2

PHN SIM 1

Biozone 1

Chronozone 1

IT Hiatus

Fig. 7.7 - Biozone apparente et réelle ; biozone et chronozone a - Une biozone, observée dans une région, n’est pas obligatoirement conforme à la durée de vie réelle d’une espèce. b - Enregistrement de biozones et chronozones sur une plate-forme et dans un bassin [d’après K.O. MANN et R. LANE, 1995]. SIM = Surface d’Inondation Maximum ; PHN = Prisme de HautNiveau ; IT = Intervalle Transgressif (voir Fig. 4.8, p. 72).

La distribution des formes planctoniques est aussi sous la dépendance du régime des courants de surface ; il suffit d’un changement de ce régime pour qu’une forme cesse d’apparaître, sans que cela ait de signification chronologique. Ainsi peuvent s’expliquer la disparition, puis la réapparition, de l’espèce Paragloborotalia siakensis

7 - BIOCHRONOLOGIE

167

dans les coupes étudiées pour établir la biozonation du Serravallien (voir Fig. 7.6). Ces espèces (ou taxons lorsqu’elles forment un groupe) sont alors nommées "taxons Lazarus", d’après LAZARE ressuscité par JÉSUS dans l’Evangile selon saint JEAN. D’autre part, les formes à test calcaire (Foraminifères, Coccolites) sont progressivement dissoutes dans l’eau de mer, et disparaissent totalement au-delà de la profondeur de compensation des carbonates (CCD) (voir Chap. 4). Leur absence, ou leur faible abondance, peuvent donc résulter de leur dissolution totale ou partielle. Enfin les fossiles deviennent parfois des éléments banals dans un sédiment ; ils sont donc susceptibles de subir un remaniement, comme tous les constituants des sédiments. C’est en particulier le cas des fossiles à tests résistants, comme certains Foraminifères benthiques (Orbitolines, Nummulites…). Il est donc très important d’analyser en grand détail les relations du fossile et de son contenant, pour s’assurer de sa bonne représentativité.

7.5 - GROUPES UTILISÉS EN BIOCHRONOLOGIE Les groupes à grande vitesse d’évolution ont changé au cours du temps. Depuis l’"explosion biologique" du Cambrien, différents groupes ont successivement connu un développement rapide, et sont donc successivement utilisés en biochronologie (Fig. 7.8 ci-après). Au Cambrien, les Trilobites et les Archaeocyathes constituent les bons biogéochronomètres. Les Trilobites (Fig. 7.9) sont des Euarthropodes limivores, proches des Crustacés ou des Mérostomes, dont la carapace chitineuse est conservée, ou moulée, par le sédiment. a

b

Fig. 7.9 - Fossiles du Cambrien a - Trilobites [d’après L. MORET, 1958] (1) Ollenellus, Trilobite aveugle (fouisseur), Cambrien inférieur (environ 7 cm) ; (2) Paradoxides, Cambrien moyen (jusqu’à 20 cm) ; (3) Olenus, Cambrien supérieur (environ 4 cm). b - Archaeocyathes du Cambrien inférieur de Chine [d’après K. YUAN

1

1 2 2

et S. ZHANG, © 1981, Geological Society of America] (1) coupe

transversale de Clathricoscinus zunyiensis ; (2) coupes transversale et longitudinale de Taylor-cyathus clarus.

3

Ils sont présents dans presque tous les environnements marins. Les Archaeocyathes sont des organismes calcaires filtreurs proches des Spongiaires, plus précisément des Calcisponges ; ils caractérisent les environnements carbonatés (plates-formes). Les Microfossiles sont représentés par des Acritarches (Fig. 7.10), micro-organismes chitineux d’origine discutée (spores de Champignons ou de Flagellés ?).

168

III - LES CHRONOMÈTRES

635,0

Stromatolites

Charophytes

Algues calcaires

Acritarches

Calpionellides Palynomorphes (pollens et spores)

Reptiles Conodontes

Poissons cuirassés

Brachiopodes

Trilobites

Ediacarien

Graptolites

Cambrien 541,0

Echinodermes

Ordovicien 485,4

Ostracodes

Silurien

443,8

Archaeocyathes

Dévonien 419,2

Nautiloïdes

Carbonifère 358,9

Ammonoïdes

Lamellibranches

Permien 298,9

Dinoflagellés

Trias 252,2

Radiolaires Silicoflagellés

Jurassique 201,3

Foraminifères benthiques

145,0

Foraminifères pélagiques

Crétacé

Nannofossiles calcaires

Mammifères

5,33 Miocène 23,03 Oligocène 33,9 Eocène 56,0 66,0 Paléocène

Fig. 7.8 - Principaux groupes de fossiles stratigraphiques Les traits épais correspondent aux périodes où ces groupes jouent un rôle majeur dans l’établissement des biozones, les traits fins aux périodes où ils peuvent être occasionnellement (souvent régionalement) utilisés à des fins de datation.

a 0,1 mm

b

1

0,1 mm

2

0,1 mm

a - Chitinozoaire : Spinachitina oulebresi, Ordovicien sup. du Sahara [d’après F. PARIS et al., © 2000, avec la permission d’Elsevier]. b - Acritarches : (1) Gyalosphaeridium pulchrum, Ediacarien, Officer basin, Australie [d’après S. WILLMAN et al., © 2006, avec la permission d’Elsevier] ; (2) Dasydiadocrium sp., Cambrien - Ordovicien basal, Baden Baden, Forêt-Noire [d’après M. MONTENARI et T. SERVAIS, © 2000, avec la permission d’Elsevier].

Fig. 7.10 - Microfossiles chitineux du Paléozoïque inférieur et du Protérozoïque supérieur (Chitinozoaires, Acritarches)

7 - BIOCHRONOLOGIE

169

La biochronologie du reste du Paléozoïque inférieur est dominée par les Graptolites, les Echinodermes et les Brachiopodes, secondairement par les Mollusques et, du point de vue micropaléontologique, toujours par les Acritarches (et groupes proches comme les Chitinozoaires), et au Dévonien par les Conodontes (Fig. 7.14). C’est aussi au cours du Paléozoïque que s’effectuent les différentes phases de la conquête du milieu "terres émergées" par les Plantes, les Invertébrés et les Vertébrés (voir Chap. 9).

Groupe Fossile Epoque Quaternaire

Benthique

Marin Pélagique

Sp o Po res ll Po ens ll d Ch ens e Gy ar d’ m Os oph Ang nos t y io p Fo rac tes sp erm er e ra od m s Al min es es gu if è e Al s re gu D s Al es asy ben gu Ro cla th i Co es C uge dac que no od s ée s Ch do ia s it n cé Ac inoz tes es r o Ra itarc aire di he s Di ola s no ir Na fla es n ge Fo nof llés ra os Ca min sile lp if s Si ion ère lic el s p Di ofla les lan at g ct om el on ée lés iq ue s s

Continental Fluvio-lacustre Lagunaire

Environnement

2,59

Tertiaire 66,0 Ma

Crétacé 145,0 Ma

Jurassique 201,3 Ma

Trias

252,2 Ma

Permien 298,9 Ma

Carbonifère 358,9 Ma

Dévonien 419,2 Ma

Silurien

443,8 Ma

Ordovicien 485,4 Ma

Cambrien

541,0 Ma

Précambrien

Fig. 7.11 - Principaux groupes de Microfossiles [d’après D. EMERY et K. MYERS, © 1996, John Wiley and Sons]

170

III - LES CHRONOMÈTRES

a

DEVONIEN

419,2

SILURIEN

Rastrites Monograptus Climacograptus

Cyrtograptus Diplograptus

443,8

Dimorphograptus

supérieur Dicellograptus

458,4 moyen

Dicranograptus

Glossograptus

Didymograptus

ORDOVICIEN

470,0

Tetragraptus Phyllograptus

Bryograptus

inférieur

Zone à D. complexus

Orthograptus

Diceratograptus

Sunigraptus Yinograptus

Arachniograptus

Yangzigraptus

Tangyagraptus Pararetiograptus

Pseudoreteograptus

Pleurograptus Lepidograptus

Sinoretiograptus

Sous-zone inférieure

Nymphograptus Orthoretiograptus

Sous-zone à T. typicus

Neurograptus

Sous-zone à D. mirus

Pseudoclimacograptus

Zone à N. extraordinarius N. ojsuensis

Plegmatograptus

453,0

Zone à N. persculptus

Zone à P. pacificus

445,2

ORDOVICIEN ORDOVICIEN SUPERIEUR ASHGILLIEN HIRNANTIEN SANDBIEN KATIEN

443,8

Akidograptus

Sudburigraptus?

Neodiplograptus

Paraorthograptus Normalograptus

Zone à P. ascensus

Amplexograptus

Zone à P. acuminatus

Anticostia

Dichograptus

Climacograptus Dicellograptus

SILURIEN LLANDOVERY RHUDDANIEN

b

Loganograptus

Rectograptus

Dyctionema

Appendispirograptus Paraplegmatograptus

485,4 CAMBRIEN

Zone à D. complanatus

458,4

Fig. 7.12 - Répartition de Graptolites a - Répartition générale [d’après L. MORET, 1958]. Le trait fin à gauche de Dyctionema indique que cette forme couvre toute la période considérée (les Graptolites dendroïdes apparus dès le Cambrien supérieur perdurent jusqu’au Carbonifère). b - Zonation des Graptolites de l’Ordovicien supérieur de la région de Yang Tze (Chine) [d’après X. CHEN et al., 2003]. Le trait fin signifie que la forme est encore présente mais rare ; la flèche indique que la forme est encore présente plus bas ou plus haut.

7 - BIOCHRONOLOGIE

171

Les Brachiopodes et les Mollusques appartiennent, comme les Euarthropodes, au grand ensemble des Protostomiens, caractérisés entre autres par un squelette externe. Les Graptolites et les Echinodermes, au contraire, possèdent un squelette interne ; comme les Vertébrés, ils appartiennent au grand ensemble des Deutérostomiens. Les Graptolites (Fig. 7.12 ci-contre) étaient des organismes coloniaux, vivant dans un tube qu’ils sécrétaient ; on les rapproche des Hémichordés actuels, groupe assez rare de nos jours (on en connaît 85 espèces) ; ils vivaient en général en eau profonde, sur le fond ; certaines formes cependant menaient une existence pélagique. Les Echinodermes actuels sont essentiellement benthiques et plus rarement pélagiques ; ils sont soit limivores (certains Oursins, Holothuries), soit herbivores (Oursins), soit prédateurs (Astéries, Ophiures), soit encore filtrants (Crinoïdes). Au Paléozoïque inférieur, les formes étaient très nombreuses tant benthi-ques que pélagiques (Crinoïdes, Blastoïdes, Cystoïdes ; Fig. 7.13). Fig. 7.13 - Exemples d’Echinodermes du Paléozoïque a - Crinoïde (jusqu’à 50 cm), ce groupe existe encore de nos jours, il a été très important au Dévonien (et aussi au Jurassique). b - Blastoïde (jusqu’à 15 cm), groupe important du Silurien supérieur au Carbonifère. c - Cystoïde (quelques cm), groupe très important au Paléozoïque inférieur [d’après L. MORET, 1958].

a

b

c

Les Conodontes sont des organites chitino-phosphatés denticulés d’origine discutée. Considérés autrefois comme des pièces masticatoires d’Annélides ou d’Arthropodes, ils sont actuellement rattachés aux Céphalocordés, groupe proche des premiers Vertébrés, représenté de nos jours par seulement 13 espèces (notamment d’Amphioxus) vivant actuellement dans la zone littorale (Fig. 7.14). Les formes fossiles montrent des pièces masticatoires très diversifiées pour un même animal ; elles sont très souvent décrites avec des noms de genre différents (Fig. 7.14b) ; cela n’entache toutefois pas leur valeur chronologique, car les zones définies sont toujours des zones d’association. Les Conodontes sont très utilisés pour dater les séries pélagiques. Au Paléozoïque supérieur, la biostratigraphie se fonde toujours en domaine marin sur les Brachiopodes et Conodontes, mais aussi sur les Céphalopodes Ammonoïdés (Goniatites et Clymenies) et les Foraminifères benthiques (Endothyracés, Fusulines), groupes qui sont apparus dès le Dévonien supérieur (voir Fig. 7.8 et 7.11). A cette époque, les Radiolaires, apparus dès le Cambrien, et peut-être même plus tôt, commencent à être de bons éléments de datation. Toujours à cette époque, l’occupation du milieu terrestre, initiée à l’Ordovicien - Silurien par les Plantes et les Invertébrés (Arthropodes notamment), se développe largement, avec les premiers Amphibiens et Reptiles.

172

III - LES CHRONOMÈTRES 201,3 Rhétien

a

Norien

209,5

Malesi e Korabit

Dushai Seferçe Epigondollella bidentata l = 0,35 mm

228,4 Epigondollella spatulata l = 0,35 mm

Guri Zi

Paragondollella auriformis l = 0,50 mm

Carnien

Hindeodella Gondoletta

b

Prioniodina

100 m

Lonchodina Sparthognathodus Lonchodus 0,5 mm Neoprionodus Illinella

Lochriea

Metapolygnathus polygnathiformis l = 0,75 mm

237,0

Ladinien

c

Pikaia l = 45 mm

Anisien

241,5

Nderlysaj

Kcira Paragondollella hanbulogi l = 0,75 mm

247,1 Olenekien

Paragondollella foliata inclinata l = 0,75 mm

Neospathodus germanicus l = 0,50 mm

Calcaires pélagiques

Tufs volcaniques

Radiolarites

Fig. 7.14 - Les Conodontes : exemple de répartition et diversité a - Répartition de quelques formes dans le Trias d’Albanie [d’après S. MEÇO, 1999 et 2005]. b - Différentes formes de Conodontes appartenant à un même animal (formes du Carbonifère) [d’après http:// vertebresfossiles.free.fr]. c - Pikaia, "animal conodonte" du Cambrien inférieur (Burgess Pass) : photographie d’un exemplaire et reconstitution [d’après D. BRIGGS et al., 1994].

7 - BIOCHRONOLOGIE

173

On assiste même à la colonisation du milieu aérien par les Insectes et sans doute déjà certains Reptiles, en attendant celle qui surviendra beaucoup plus tard d’autres objets du système solaire par d’autres conquérants. La colonisation progressive de nouveaux milieux a été le fait d’organismes particulièrement adaptés aux nouveaux environnements en domaine marin et continental ; elle permet d’établir des biozonations parallèles pour les différents milieux. Au Paléozoïque supérieur, les domaines continentaux ("houiller" notamment) sont datés grâce aux Végétaux (macro et microflore et palynomorphes) (Fig. 7.15), ou grâce aux Reptiles mammaliens (Karoo, Nouveau-Mexique). 275 Autunia conferta Rhachiphyllum schenkii

Saxonien Paripteris gigantea Laveineopteris tenuifolia Laveineopteris rarinervis Neuropteris ovata Asterotheca lamuriana Alethopteris zeilleri Sphenophyllum angustifolium

285

290

295

Autunien 300

Stéphanien Westphalien D

310

315

Westphalien C Westphalien B Westphalien A Namurien C

279,3

Artinskien Crassipora kosankei Raistrickiaa fulva Radiizonates aligerens Microreticularisporites nobilis Torispora spp. Thymospora spp. Angulisporites spendidus Disaccites striatiti Protoneisporites spp. Vittatina spp.

280

305

Kungurien

290,1

Sakmarien 295,5

Asselien 298,9

Ghzelien 303,7

Kasimovien 307,0

Moscovien

315,2

Namurien B Bashkirien 320

Etages continentaux

Végétaux

Spores

Etages marins zf

zc

323,2

Fig. 7.15 - Zonation du houiller d’Europe occidentale Le "houiller" (Carbonifère productif) a été de longue date subdivisé grâce à l’étude des Végétaux (restes de plantes et spores) ; on a représenté ici la répartition de quelques formes caractéristiques ; on a mis en parallèle les étages validés internationalement et les zonations de Fusulines (zf) et de Conodontes (zc) [d’après A. IZART et al., 1998].

174

III - LES CHRONOMÈTRES

Les faciès de bassin sont datés, quant à eux, grâce aux Ammonoidés et aux Conodontes (voir Fig. 7.14) et les séries de plate-forme, grâce aux Brachiopodes (Spiriferacés, Productacés… ; Fig. 7.16) et aux Fusulines (Fig. 7.17a et b).

CENOZOIQUE

100

Terebratulida

CRETACE

Rhynchonellida

Productus (d : 8 cm)

Pygope (d : 3 cm)

Strophomenida JURASSIQUE 200 Spiriferida

TRIAS

Orthida

PERMIEN 300 CARBONIFERE

DEVONIEN 400 SILURIEN ORDOVICIEN 500

CAMBRIEN

Spirifer (d : 10 cm) Stringocephalus (d : 8 cm)

Orthis (d : 5 cm)

Fig. 7.16 - Répartition stratigraphique de quelques Brachiopodes Seuls sont représentés quelques ordres ayant un intérêt stratigraphique [d’après C. BABIN, 1971]. Les organismes figurés proviennent de la collection d’enseignement de l’université de Grenoble.

Au Mésozoïque (voir Fig. 7.8), la biostratigraphie marine se fonde toujours sur les Ammonoïdés (Ammonites et Cératites ; Fig. 7.18 et 7.26). Du point de vue des Microfossiles, les Conodontes (voir Fig. 7.14) disparaissent avec le Trias, et sont remplacés dans leur rôle par les Foraminifères planctoniques (Fig. 7.19), les Nanofossiles calcaires et les Radiolaires qui se développent largement (Fig. 7.11, 7.20, 7.21) et, au passage Jurassique - Crétacé, par les Calpionelles (Ciliés à test calcifié ; Fig. 7.22). Les Algues calcaires et certains groupes de Lamellibranches (Rudistes) (Fig. 7.23) sont utilisés sur les plates-formes, et les Charophytes pour les milieux lacustres et saumâtres (Fig. 7.24).

KASIMOVIEN

MOSCOVIEN

Zones de Fusulines

Rauserites quasiarcticus Rauserites irregularis

Montiparus montiparus

Protriticites pseudomontiparus

Protriticites ovatus

Fusulinella bocki

Beedeina

Protriticites primitive

Protriticites évoluée

Montiparus

Fig. 7.17 - Fusulines

Fusulinella

Praeobsoletes

Obsoletes

Triticites primitive

Beedeina primitive

Fusulina évoluée

Triticites

Beedeina

Fusulinella

Beedeina évoluée

Fusulina

a - Exemple de zonation dans l’hémisphère nord (Sibérie - Spitzberg - Amérique du Nord) [d’après V. DAVYDOV et al., 1997].

Fusulina

Quasifusulinoides

Quasifusulina

Rauserites

Triticites évoluée

Fusulines de l'Amérique

MS-1 DS-4,5 DS-3 DS-2 DS-1

Fusulines de l'Arctique

7 - BIOCHRONOLOGIE 175

Zones de Fusulines de WILDE, 1990

280

320

330

340

350 PERMIEN

270

CARBONIFERE

250

Etages

260

290

300 Sakmarien Asselien Gzhelien Kasimovien

310 Moscovien Polydiexodina Skinnerina Praeparafusulina Eoparafusulina Parafusulina Monodiexodina Alaskanella Pseudofusulina Paraschwagerina Chusenella Rugososchwagerina Acervoschwagerina Jigulites Nagatoella Nipponitella Triticites Robustoschwagerina Pseudoschwagerina Zellia Eozellia Schwagerina Occidentoschwagerina Daixina Rugosofusulina Oketaella Biwaella Obsoletes Montiparus Fusulinella Pseudofusulinella Yangschienia Plectofusulina Parawedekindella Wedekindellina Eowaeringella Dagmarella Thompsonella Profusulinella Hemifusulinella Putrella Quasifusulina Quasifusulinoides Fusulina Bartramelta Hemifusulina Verella Eofusulina Paraeofusulina

176 III - LES CHRONOMÈTRES

Schwagerinidae Fusulinidae Schubertellidae

Changshsing. Wuchiaping. Capitanien

Wordien Roadien

Kungurien

Artinskien

Bashkirien

Serpukhovien

Viséen

Tournaisien

360

Fig. 7.17 - Fusulines

Paradoxiella Codonofusiella Lantschichites Minojapanella Gallowaiina Boultonia Paradunbarula Paleofusulina Dunbarula Russiella Fusiella Kwaninella Mesoschubertella Neofusulinella Toriyamia Dainella Quasiendothyra Loeblichia Planoendothyra Endostaffella Mediocris Quydatella Pseudostaffella Eostaffella Ozawainella Rauserella Sichotenella Reichelina Millerella Novella Pseudonovella Eoparastaffella Pseudoreichelina Chenia Nankinella Pseudoendothyra Loella Pisolina Staffella Sphaerulina Khalerina Pseudokhalerina Haoella Eoverbeekina Verbeekina Misellina Neomisellina Pseudololiolina Cancellina Neoschwagerina Yabeina Lepidolina Presumatrina Afghanella Sumatrina Thailandina Neothailandina

7 - BIOCHRONOLOGIE

Schubertellidae

177

Endothyracae Ozawainellidae Staffellidae Neoschwagerinidae Verbeekinidae

b - Répartition stratigraphique et possibles lignées évolutives [d’après V. DAVYDOV, 1988]. La répartition stratigraphique de chaque genre est marquée par un trait épais (vert), les relations phylétiques par un trait plus mince (bleu). On remarque une première radiation au Viséen à l’origine de la plupart des familles et deux autres radiations importantes au Moscovien - Kazimovien et au Permien moyen (Roadien - Capitanien). Le groupe est déjà très affaibli bien avant la crise fini-permienne qui voit sa disparition.

178

III - LES CHRONOMÈTRES

Ma 66,0 MAASTRICHTIEN 72,1 75

Pachydiscus gollevillensis

CAMPANIEN

80

Bostrychoceras polyplocum 83,6 SANTONIEN 86,3 CONIACIEN 89,8 TURONIEN 93,9

Schloenbachia varians 100,5

Turrilites costatus

CENOMANIEN

Ancyloceras matheroni

105 ALBIEN 110

Pervinquieria inflata

113 115

Douvilleiceras mamillatum APTIEN

120

126,3 BARREMIEN

Macroscaphites yvani 130,8

HAUTERIVIEN 133,9 VALANGINIEN 139,4

Crioceratites nodosus BERRIASIEN

145

Olcostephanus astieri

Fig. 7.18 - Ammonites du Crétacé [d’après J.P. THIEULOY, com. pers.]

TITONIEN

Ticinella

100,5

145,0 163,5

Rosita

Globotruncana

gr. sigali gr. sinuosa

MAASTRICHTIEN

CAMPANIEN

SANTONIEN CONIACIEN

TURONIEN

Dicarinella CENOMANIEN

ALBIEN

APTIEN

Globuligerina

Conoglobigerina

130,8

Favusella

113,0

126,3

Biticinella

Rotalipora

93,9

gr. pseudolinneiana

89,8

Marginotruncana

Helvetoglobotruncana Falsotruncana Praeglobotruncana

Whiteinella

Hedbergella

Globotruncanella

Gansserina

86,3

Hedbergella

83,6

Archaeoglobigerina

Rugoglobigerina

72,1

Rugotruncana

Ma 66,0

Globotruncanita

179

Abathomphalus

7 - BIOCHRONOLOGIE

BARREMIEN CRETACE INF.

Ancêtre commun ?

Fig. 7.19 - Lignée évolutive des Globotruncanidés [d’après M. CARON, © 1985, Cambridge University Press]

JURASSIQUE SUP. JURASSIQUE MOY.

180

III - LES CHRONOMÈTRES

1

2 a

3

4

2 1 b

1 2

c

3

Fig. 7.20 - Microfossiles siliceux (Radiolaires, Silicoflagellés, Diatomées) a - Radiolaires provenant d’un niveau berriasien recueilli en plongée par le submersible Shinkai 6500 dans la fosse des Mariannes (1) Pseudodictyomitra carpathica ; (2) Gongylothorax favosus ; (3) Napora sp., largeur de l’image environ 100 R ; (4) Williriedullum sp. [d’après A. MATSUOKA, 1998]. b - Silicoflagellés de l’Eocène moyen (1) Distephanus rosae, d. 114 R ; (2) Distephanus schauinslandii, l. 68 R [d’après K. PERCH-NIELSEN, © 1985, Cambridge University Press]. c - Diatomées du Miocène moyen (1) Rossella paleaca, h. 35 R ; (2) Actynocyclus ingens, d. 88 R ; (3) Coscinodiscus lewisianus, h. 44 R [d’après J. BARON, © 1985, Cambridge University Press].

TARNT.

7 - BIOCHRONOLOGIE

1

Emiliana huxleyi Gephyrocapsa oceanica

Pseudoemiliana lacunosa CALABRIEN

0,78

PLEISTOCENE

IONIEN

0,13

181

Gephyrocapsa petites formes Gephyrocapsa grandes formes Helicosphaera sellii Calcidiscus macyntirei

1,806

GELASIEN

2

Discoaster brouweri

Discoaster pentaradiatus

PLAISANCIEN

2,588

3,600

Discoaster tamalis

Reticulofenestra pseudoumbilicata Ceratolithus rugosus

ZANCLEEN

4

PLIOCENE

3

Amaurolithus tricorniculatus

5

5,332

Fig. 7.21 - Nanofossiles calcaires Exemples de Nanofossiles calcaires (Coccolites) de zones du Néogène [d'après M.B. CITA et al., 1973 ;

A. VISMARA-SCHILLING et H. STRADNER, 1976 ; T. TAKAYAMA et T. SATO, 1987 ; http://www.marinebiology.edu ; http://www.soe.soton.ac.uk].

182

III - LES CHRONOMÈTRES

BERRIASIEN B

C

D1 D2

D3

E1

VALANGINIEN

133,9

139,4

A

145,0

TITHONIEN

HAUTERIVIEN

E2

Calpionella gr. elliptica Calpionella minuta Calpionella gr. alpina Lorenziella hungarica Lorenziella cf. plicata Lorenziella plicata Tintinnopsella buloti Tintinnopsella carpathica Tintinnopsella longa Remaniella ferasini Calpionellopsis aff. oblonga Calpionellopsis oblonga Calpionellopsis simplex Remaniella borzai Remaniella cadischiana Remaniella filipescui Praecalpionellites murgeanui Praecalpionellites sirianensis Calpionellites darderi Calpionellites aff. major Calpionellites aff. coronata Calpionellites major Calpionellites coronata Calpionellites caravacaensis

Fig. 7.22 - Echelles de Calpionelles du Crétacé inférieur Calpionelles du Crétacé inférieur du Sud-Est de la France ; exemple figuré : Lorenziella plicata du Berriasien de Majastres (Alpes-de-Haute-Provence) [d’après E. BLANC, 1996].

7 - BIOCHRONOLOGIE

183

MAASTRICHTIEN 70

75 CAMPANIEN 80

85

SANTONIEN

HIPPURITIDAE

CONIACIEN 90 TURONIEN

RADIOLITIDAE

95 CENOMANIEN 100

105 ALBIEN 110

115

REQUIENIDAE 120

CAPRINIDAE

APTIEN

125 BARREMIEN 130

CAPROTINIDAE

HAUTERIVIEN 135 VALANGINIEN 140 BERRIASIEN 145 TITHONIEN 150

155

KIMMERIDGIEN

DICERATIDAE 160

Ma

OXFORDIEN

CALLOVIEN

Fig. 7.23 - Evolution des Rudistes Les Rudistes se sont développés à partir du Jurassique supérieur. Ces formes comportent deux valves équivalentes en dimension. Deux lignées évolutives se sont développées au cours du Crétacé : les uns fixés par la valve gauche (en jaune) et les autres par la valve droite (en bleu). Le groupe a connu plusieurs périodes de développement important (Barrêmien supérieur - Aptien, Cénomanien, Santonien, Campanien supérieur) ; il a très fortement régressé à la fin du Maastrichtien [d’après R. CESTARI et D. SARTORIO, 1995].

184

III - LES CHRONOMÈTRES

APTIEN inf.

Cénozone M8b

Globator trochiliscoides

131

134

HAUTERIVIEN

BARREMIEN inf. sup.

126

Cénozone M8a

500 R Cénozone M7b

Globator mutabilis (formes évoluées)

250 R

Cénozone M7a

Cénozone M6

Cénozone M5b (Berriasien sup. terminal)

Hemiglobator incrassatus Cénozone M5a Cénozone M4

Cénozone M3

Hemiglobator steinhauseri

500 R Hemiglobator rurrensis

inf.

140

BERRIASIEN moyen sup.

VALANGINIEN inf. sup.

Globator mutabilis

Hemiglobator neocomiensis

145 TITHONIEN

Hemiglobator maillardi

Cénozone M2

Cénozone M1b Hemiglobator protoincrassatus Hemiglobator praecursor

Hemiglobator rectispirale Cénozone M1a (Berriasien bas - Tithonien term.)

Fig. 7.24 - Les zones de Charophytes du Crétacé inférieur [d’après P.O. MOJON, 2002] Zonation établie dans les séries du Jura

Au Cénozoïque (voir Fig. 7.8), les groupes importants du point de vue biostratigraphique sont les Foraminifères pélagiques, les Microfossiles siliceux (Radiolaires, Silicoflagellés, Diatomées ; voir Fig. 7.20), et les Nanofossiles calcaires (voir Fig. 7.21), pour

7 - BIOCHRONOLOGIE

185

33,9

37,8

41,2

47,8

56,0

PRIABONIEN

BARTONIEN

LUTETIEN

YPRESIEN

Glomalveolina primaeva Alveolina globula Alveolina globosa Alveolina parva Alveolina minuta Alveolina oblonga Alveolina levantina Alveolina croatica Alveolina gigantea Alveolina elliptica Alveolina fusiformis Nummulites heberti Nummulites catari Nummulites deserti Nummulites atacicus Nummulites globulus Nummulites planulatus Nummulites archiaci Nummulites laevigatus Nummulites gizehensis Nummulites millecaput Nummulites beaumonti Nummulites aturicus Nummulites maximus Nummulites brongniarti Nummulites perforatus Nummulites biarritzensis Nummulites striatus Nummulites incrassatus Nummulites fabianii Ranikothalia bermudzei Assilina dandotica Assilina subgranulosa Assilina adrianensis Assilina placentula Assilina reicheli Assilina parva Assilina exponens Assilina gigantea Assilina alpina Heterostegina gracilis Spiroclypeus granulosus Discocyclina seunesi Discocyclina archiaci Discocyclina discus Asterocyclina stellata Lacazina blumenthali Opertorbitolites transitorius Orbitolites complanatus Orbitolites reicheli

THANETIEN

59,2

les domaines pélagiques. Les Foraminifères benthiques sont adaptés à l’étude des plates-formes (Fig. 7.25), et les Palynomorphes (pollens et spores) et les Mammifères (Fig. 7.26), en particulier les Rongeurs, à celle des séries continentales (Fig. 7.27).

Fig. 7.25 - Echelle de grands Foraminifères benthiques du Paléogène [d’après J. SERRA-KIEL et al., 1998]

Plantes C4 dans la plaine alluviale

Premières indications de plantes C4 9

9,5

10

Epoque d'apparition 8

8,5

10,5

Dakkamys asiaticus

Democricetodon sp. F Sayimys chinjiensis Microbunodon punjabiense Sivapithecus sp. cf Hylopetes sp. Y 259 Kanisamys nagrii Progonomys sp. Y 259

Sivapithecus parvula Suinae sp. Y 406 Petauristinae sp. Y 311

Rhizomides penjabiensis Murinae spp Y311 Ratufa sp. Y 259 Dorcabune nagrii

cf Crocidura sp. Y 311

Hipparion spp

Gazella sp. Tragoceridus sp.

cf Crocidura sp. Y 367

Hemimerix sp.

Hippopotamodon sivalense Propotomochoerus hydrusicus

Dorcatherium majus Eutamias sp. 259 Dorcatherium sp. Y 311 Bramatherium megacephalum

Schizochoerus gandakasensis

Selenoportax sp.

Dorcatherium sp. Y 270 Lorisidae spp

Tuppaidae spp

Elaschitoceras khauristanensis

Plantes C4 ubiquistes

Schizogalerix sp. Y 259

7,5

Dorcatherium sp. Y 259

7

Deinotherium sp. Chalicotherium salinum

6,5

Dorcabune anthocotheroides

Epoque d'apparition et d'extinction Gliridae spp

6

Conohyus sindiensis Democricetodon sp. E Democricetodon sp. H Paradakkamys chinjiensis Democricetodon sp. D Democricetodon sp. G

Plantes C4 dominantes

Orycteropus sp. Galerix rutlandae

5,5

Dorcatherium cf majus Sivoreas eremita ?Hippopotamodon sp. Y 450 Karnimata sp. Y 450

Epoque d'extinction Democricetodon sp. B

Plantes C3 résiduelles

Listriodon pentapotamiae Giraffokeryx punjabiensis

186 III - LES CHRONOMÈTRES

11

Fig. 7.26 - Faunes du Miocène supérieur himalayen

Manis sp. Y 260

Bovidae sp. Y 166

Karnimata cf huxleyi

Bovidae sp. Y 581

Dorcatherium sp. Y 373

Potamochaerus sp. Y 553 ? Merycopotamus dissimilus

Hexaprotodon sivalensis

? Tragelaphini sp. D 013

Karnimata huxleyi

? Reduncini spp D 013

Parapelomys robertsi

Boselaphini sp. Y 581

Rhizomyides sivalensis

cf Mus sp. Y 931

Dorcatherium sp. Y 457

Tragulidae spp L 101

? Sus sp. D 013

Murinae sp. D 013

cf Crocidura sp. D 013

? Hippotragini sp. Y 453

Leporidae spp D 013

Hylopetes sp. Y 388

Suinae sp. Y 405

Dorcatherium nagrii

Brachyrhizomys tetracharax

Progonomys sp. Y 581

cf Parapelomys robertsi Boselaphini sp. Y 927

Karnimata cf darwini

Mus auctor

cf Presbytis sivalensis

Protachyoryctes tatroti

Ericooryctes kaulialensis

Hystrix sivalensis

Bovidae sp. Y 545

Karnimata sp. Y 024

Bovidae sp. Y 905

Brachyrhizomys sp. Y 535 cf Prostrepsiceros vinayaki

Parapodemus sp. Y 182

Democricetodon sp. G jeune

Dorcadoxa porrecticornis

Progonomys nr. debruijni

Brachyrhizomys choristos

Abudhabia pakistanensis

Democricetodon sp. F jeune

Tragoportax salmontanus

Brachyrhizomys blacki

cf Eotragus sp. Y 166

Protragelaphus skouzesi

Karnimata darwini

Tetraconodon magnus

Giraffa punjabiensis

Kanisamys sivalensis

Karnimata sp. Y 388

Brachyrhizomys micrus

Brachyrhizomys pilgrimi

Progonomys debruijni

Boselaphini sp. Y 195

Brachyrhizomys nagrii

Petauristinae sp. Y 311

7 - BIOCHRONOLOGIE 187

Epoque d'apparition et d'extinction

Epoque d'apparition

Epoque d'extinction

Répartition stratigraphique de 115 formes de Mammifères des Siwaliks du Pakistan [d’après des données de J. BARRY et al., 2002]. Cette étude est fondée sur l’analyse de près de 40 000 spécimens provenant de 555 localités différentes. Elle illustre la diversité des causes de renouvellement faunique : perturbation de la chaîne alimentaire consécutive à une modification climatique, dynamique propre des espèces…

188

III - LES CHRONOMÈTRES

Promimomys Promimomys Mimomys insuliferus moldavicus davakosi

ZANCLEEN

Mimomys occitanus

Mimomys hajnackensis

PLAISANCIEN

Mimomys polonicus

GELASIEN

PLIOCENE 5

4

Mimomys pliocaenicus

Mimomys savini

CALABRIEN

Arvicola cantiana

IONIEN

TARANTIEN

PLEISTOCENE 3

2

1

Arvicola terrestris

H 0,5

0,1

Temps (Ma)

Fig. 7.27 - Bio-zonation de Rongeurs du Plio-Quaternaire d’Europe Exemple des dents de campagnols (Arvicolidés). Les campagnols habitent généralement les zones de prairie ; ils sont abondants ; leurs dents se conservent bien. Depuis le début du Pliocène, le groupe a montré une tendance évolutive marquée par l’augmentation de la taille des dents, l’augmentation du nombre de replis émaillés et la diminution de la taille des racines [d’après O. FEJFAR et al., 1997].

7.6 - LIGNÉES ÉVOLUTIVES De nos jours, les liens de parenté entre organismes, espèces et/ou groupes d’espèces ("taxons") sont reconstitués en se fondant sur un maximum de caractères, en particulier sur l’ADN et l’ARN mitochondrial (éventuellement dans le contexte de l’horloge moléculaire), et en pratiquant une analyse cladistique. Pour les formes fossiles, on utilise souvent l’analyse cladistique qui ne concerne actuellement que les caractères morphologiques, portant principalement sur le squelette. A partir des arbres de relations de parenté obtenus par cette analyse, des lignées évolutives peuvent être proposées. Elles disposent en général d’un très bon contrôle temporel direct, et permettent d’étalonner l’horloge moléculaire. Pour ces organismes fossiles, il faut s’assurer, autant que faire se peut, que les variations utilisées pour proposer des lignées ne relèvent pas de la simple variation intra-spécifique. Il faut imaginer par exemple quel type de lignée évolutive pourrait être réalisé à partir des ossements d’un cimetière de chien actuel (Canis familiaris). De même, la non-prise en compte du dimorphisme de génération (Foraminifères macro- et microsphériques), ou du dimorphisme sexuel (Australopithèques) peut conduire à distinguer des pseudo-espèces. Lorsque l’on dispose d’un bon archivage (riche collection d’individus bien conservés), on peut tenter de reconstruire des lignées évolutives présentant une certaine vraisemblance. C’est le cas avec les Ammonites, les Foraminifères pélagiques, les Rudistes, les Micromammifères… Les Pulchellidae (Ammonites du Barrêmien Aptien ; Fig. 7.28), les Globotruncanidés au Crétacé supérieur (voir Fig. 7.19), ou les Fusulinidés au Paléozoïque supérieur (voir Fig. 7.16) fournissent de bons exemples. La reconstitution de ces lignées permet parfois de mettre en évidence le diachronisme d’apparition de certaines formes entre régions et un certain régionalisme (endémisme). Ainsi Fusulinella et ses descendants se développent au Moscovien en Arctique et non en Amérique (voir Fig. 7.16), où se développent d’autres

7 - BIOCHRONOLOGIE

189

formes endémiques (Beedina) qui évoluent plus lentement. Le genre Fusulina, présent au Moscovien en Arctique, n’apparaît que plus tard en Amérique (au cours du Kazimovien).

BARREMIEN SUPERIEUR

126,3

Gerhardtia sartousiana

Heinzia sayni

Coronites Memmellia

Gerhardtia

Holcodiscus uhligi 128,0

Kotetishvilia

BARREMIEN INFERIEUR

Coronites darsi Pulchellia

Kotetishvilia compressissima

Nicklesia pulchella

Buergliceras

Subpulchellia

Curiolina Heinzia

Kotetishvilia nicklesi Psilotissotia

Nicklesia

Avramidiscus kiliani 130,8

HAUTERIVIEN SUPERIEUR

Pseudothurmannia mortilletti Arnaudiella

Spathicrioc. angulicostatum

Discoidellia

Balearites balearis

Plesiospitidiscus ligatus Subsaynella sayni Thieuloyceras

132,0

Subsaynella

Fig. 7.28 - Lignée évolutive des Ammonites Pulchellidae Lignée établie dans les séries du bassin vocontien (Sud-Est de la France) [d’après J. VERMEULEN, 2002]

7.7 - POUVOIR SÉPARATEUR Le but des zonations est de permettre un découpage du temps aussi fin que possible. Une évaluation de la marge d’erreur est donc nécessaire. Celle-ci est directement fonction de la vitesse d’évolution des biochronomètres. Le tableau 7.1 résume

190

III - LES CHRONOMÈTRES

le pouvoir séparateur moyen des principaux groupes de fossiles et Microfossiles utilisés dans les zonations internationales. Tab. 7.1 - Pouvoir séparateur de quelques groupes de fossiles de zones Fossile

Epoque

Minimum

Maximum

Moyenne

Trilobites

Cambrien

0,8

2

1 à 1,5 Ma

Graptolites

Ordovicien Silurien Dévonien

0,8 0,2 2,5

3 2 2,5

1,5 Ma 0,8 Ma 2,5 Ma

Ammonoïdes

Dévonien Carbonifère Permien Trias Jurassique Crétacé

3 0,8 2 1 0,2 0,2

5 10 4 3 3 2,5

4 Ma 2,9 Ma 3,4 Ma 1,33 Ma 0,8 Ma 0,85 Ma

Conodontes

Ordovicien Silurien Dévonien Carbonifère Permien Trias

1 0,5 0,8 1 1,5 0,5

5 4 3 5 8 4

2,1 Ma 1,4 Ma 1,5 Ma 1,7 Ma 1,6 Ma 2 Ma

Foraminifères

Carbonifère Permien Jurassique Crétacé Paléogène Néogène

0,8 1,5 2,5 0,4 0,2 0,6

3 4 1,5 3 2 3

1,5 Ma 2,7 Ma 2 Ma 2,4 Ma 1,5 Ma 0,95 Ma

Chitinozoaires

Ordovicien Silurien

1 0,8

5 4

1,5 Ma 1,5 Ma

Dinoflagellés

Jurassique Paléogène Néogène

1 0,8 1

12 3 2,4

3,4 Ma 1,1 Ma 1,5 Ma

Radiolaires

Paléogène Néogène

0,8 0,2

4 2

1,95 Ma 1,4 Ma

Calpionelles

Jurassique Crétacé

0,2 0,4

2 2

1,6 Ma 1 Ma

Nanofossiles

Jurassique Crétacé Paléogène Néogène

1 2 0,2 0,2

4 6 2 3

2,4 Ma 3 Ma 1,6 Ma 0,95 Ma

Pour les zones d’Ammonites, la précision est en moyenne de 0,8 Ma au Jurassique et au Crétacé ; pour les Foraminifères planctoniques, elle est évaluée en moyenne à 2,5 Ma au Crétacé, 1,5 Ma au Paléogène (Fig. 7.29) et 0,95 Ma au Néogène.

7 - BIOCHRONOLOGIE

191 PALEOCENE

EOCENE THANETIEN

56,0

SELANDIEN

59,2

61,6

66,0

DANIEN

ZONES

M. VELASCOENSIS

L. PSEUDOMENARDII

I. ALBEARI

M. ANGULATA

A. UNCINATA

A. TRINIDADENSIS

P. PSEUDOBULLOIDES

P. EUGUBINA

Espèces déterminées Guembelitra cretacea Parvularugoglobigerina longiaperta Parvularugoglobigerina eugubina Eoglobigerina fringa Eoglobigerina cf simplicissima Globanomalina arcchaeocompressa Parvularugoglobigerina cf hemisfaerica Guembelitra cf trifolia Parasubbotina pseudobulloides Subbotina triloculinoides Globastica daubjergensis Globanomalina planocompressa Zoglobigerina cf microcellulosa Globanomalina compressa Praemurica inconstans Parasubbotina varianta Eoglobigerina trivialis Acarinina trinidadensis Globanomalina chapmani Luterbacheria ehrenbergi Eoglobigerina tetragona Praemurica pseudoinconstans Subbotina triangularis Eoglobigerina pentagona Eoglobigerina polycamera Globanomalina quadrata Eoglobigerina spiralis Acarinina uncinata Morozovella angulata Morozovella aequa Acarinina praeangulata Morozovella conicotruncata Igora pusilla Morozovella crosswickensis Subbotina velascoensis Igorina albeari Luterbachia pseudomenardii Morozovella velascoensis Morozovella subbotinae Morozovzlla edgari Morozovella cf gracilis Morozovella cf marginodentata Morozovella cf quetra Globigerina linaperta Subbotina cf velascoensis Muricoglobigerina cf soldadoensis Morozovella acuta Morozovella cf lacerti Morozovella cf subbotinae Luterbacheria troelseni Muricoglobigerina soldadoensis Morozovella gracilis ?

Fig. 7.29 - Etablissement de la biozonation du Paléocène du Chiapas (Mexique) La détermination des faunes de Foraminifères pélagiques dans les coupes du Chiapas permet de dater les séquences et de construire une biozonation. Sur le tableau, les espèces caractéristiques des zones sont en caractères gras. On notera, qu’à l’exception de la zone à pseudomenardii qui correspond ici à une zone d’occurrence de l’espèce, toutes les autres zones reconnues correspondent soit à des associations, soit à des distributions. Cette zonation permet de dater avec une précision de l’ordre de 1 Ma le Danien, et 1,5 Ma le Sélandien et le Thanétien [d’après J.C. GONZALES-LARA, 2001].

192

III - LES CHRONOMÈTRES

Insistons ici sur le fait qu’il ne s’agit que de moyennes calculées en divisant une durée (d’un étage, d’un sous-étage…) par le nombre de zones reconnues pendant cette durée. En effet il est rare que l’on puisse dater la base et le sommet d’une zone. Lorsque l’on peut affiner l’analyse on constate que cette précision est variable selon les niveaux ; ainsi, au cours du Paléocène, elle passe de 1 Ma pour le Danien à 1,5 Ma pour le Selandien et le Thanétien (voir Fig. 7.29). Cependant, pour certains groupes, à certains moments, on peut atteindre une précision très fine, comme on peut l’observer sur l’exemple des Charophytes (voir Fig. 7.24) ; celles-ci permettent de subdiviser le Berriasien avec un pas moyen de 0,8 Ma et même 0,7 Ma dans le Berriasien inférieur. Une précision du même ordre est obtenue avec les Calpionelles au Berriasien moyen (voir Fig. 7.21). Il est parfois possible d’avoir encore une meilleure précision. La méthode des gradedatation, appliquée aux espèces de Globotruncana du Bassin aquitain, permet ainsi d’atteindre une précision de 0,2 Ma [Y. GOURINARD, 1983 ; M. FONDECAVE-WALLEZ, 1988]. Cette méthode est fondée sur la caractérisation d’un paramètre (indice de population) permettant de quantifier l’évolution graduelle d’un taxon. En l’occurrence, il s’agit du rapport (multiplié par 1000) de la hauteur de la face spirale, H, sur le diamètre moyen, (L + l) / 2 (Fig. 7.30) ; la valeur de ce rapport augmente avec le temps. Pour une espèce donnée, on peut construire une courbe de variation étalonnée sur d’autres méthodes de datation, et ensuite utiliser une mesure de l’indice de population pour obtenir un âge précis. La mesure d’une trentaine d’individus, prélevés au hasard, est en général suffisante (Fig. 7.30). L’utilisation de cette méthode est pour l’instant limitée aux seuls Foraminifères planctoniques (Crétacé supérieur, Néogène). Ma DANIEN

65

MAASTRICHTIEN

L

70

H

l 75 CAMPANIEN

Grade-datation Lignée de Rosita fornicata

80

SANTONIEN

85

CONIACIEN 90 TURONIEN 300

400

500

600

2000 H Indice biométrique i = ——— L+l

Fig. 7.30 - Grade-datation [d’après B. PEYBERNES et al., 1997]

700

800

7 - BIOCHRONOLOGIE

193

7.8 - CORRÉLATIONS ENTRE CHRONOMÈTRES Si l’on veut pouvoir établir des corrélations entre milieux et géochronomètres, il est capital de recouper les zonations obtenues à l’aide de fossiles différents. Pour cela les coupes qui permettent d’analyser plusieurs zonations en parallèles constituent un apport inestimable. Par exemple, la coupe de Santa-Anna en Sicile (Fig. 7.31) permet de mettre en parallèle quatre zonations : Ammonites, Calpionelles, Radiolaires et Nanofossiles calcaires. Il est également fondamental de corréler les échelles biochronologiques avec les géochronomètres physiques et donc de rechercher la trace d’événements bien caractérisés dans les séquences fossilifères. Les événements volcaniques et géochimiques sont, de ce point de vue, d’un grand secours (voir Fig. 5.23 et 5.25, p. 119-120).

0

Coupe de Santa Anna (Sicile)

OXFORDIEN

KIM. TITHON.

157,3 152,1

BERRIASIEN

145,0

VALAN.

139,4

2

S 94 S 95 S 96

Calcaires argileux blancs

m

Calcaires nofuleux à Ammonites

S 97

S 104

S 105

S 107 S 108

S 109

Radiolarites vertes avec interlits d’argiles vertes

S 105

S 110

S 111

Ammonites

Radiolaires

Calpionelles

Nannofossiles

Fig. 7.31 - Coupe de Santa-Anna (Sicile) La coupe de Santa-Anna (Caltabellotta, M. Sicani, Sicile) offre la rare opportunité de permettre de recaler les unes par rapport aux autres quatre échelles biochronologiques : Ammonites, Calpionelles, Radiolaires, Nanofossiles calcaires [d’après P. DE WEVER et al., 1986].

7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

Un étage est une époque en tout identique à l’époque actuelle. Alcide D’ORBIGNY

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE 8.1 - ETABLISSEMENT D’UNE ÉCHELLE STRATIGRAPHIQUE L’établissement d’une échelle stratigraphique a été très tôt la préoccupation des chercheurs en Sciences de la Terre (Fig. 8.1 ci-après). Elle était en effet un préalable absolu à tout effort d’analyse de l’évolution terrestre, en particulier à l’établissement de cartes géologiques. La première carte géologique date de 1793 (William SMITH) ; elle est construite sur une base lithostratigraphique. A l’échelle d’un département (en France), ou d’un comté (en Angleterre), voire à celle d’un bassin, la lithostratigraphie a constitué le premier outil de corrélation. Les descriptions historiques du Tertiaire du Bassin de Paris en constituent un bon exemple (Fig. 8.2).

Fig. 8.2 - Le Tertiaire du Bassin de Paris Premier essai de profil stratigraphique en France par G. CUVIER et A. BRONGNIART (1808, 1811, 1822, 1835)

8.1.1 - SUBDIVISIONS Sur cette base lithostratigraphique a été défini, entre 1795 et 1841, l’essentiel des grands ensembles qui constituent les systèmes actuels. A l’échelle interrégionale, la lithostratigraphie n’est cependant plus efficace. Nous avons vu plus haut (p. 161) que A. BRONGNIART (1822) avait eu le premier l’idée de corréler des formations différentes du point de vue lithologique, mais identiques du point de vue temporel, grâce

roches cristallines plutoniques et métamorphiques

Urgebirge

roches nettement indurées

Uebergangsgebirge

roches fossilifères nettement stratifiées

Flötzgebirge

sables et graviers peu cimentés

Aufgeschwemmtes Gebirge

laves récentes associées à des cônes frais

[© 2004, Cambridge University Press, mise à jour 2012]

Fig. 8.1 - Grandes divisions stratigraphiques

roches cristallines sans fossiles

Montes Primitivi

couches fossilifères remaniant des roches plus anciennes

Montes Secundarii

sables et graviers peu cimentés

Montes Tertiarii

Vulkanisches Gestein Tertiaire Période secondaire Période primaire

Grauwacke and transition limestone

Old Red Sandstone

Coal measures Mountain limestone

New Red Sandstone

Jura oolite Lias

Wealdien

Crétacé

Pliocène récent Pliocène ancien Miocène - Eocène

Période récente

C. LYELL 1833

Second. = Mésozoïque Primaire = Paléozoïque

Cambrien

Silurien

Dévonien

Carbonifère

Permien

Trias

Jurassique

Crétacé

Tertiaire Cénozoïque

Post-Tertiaire

C. LYELL 1872 Cénoz. Mésozoïque Paléozoïque

A. WERNER fin XVIIIe siècle

Phanérozoïque Cryptozoïque

Vers 1950

Cambrien

Ordovicien

Silurien

Dévonien

Carbonifère

Permien

Trias

Jurassique

Crétacé

Tertiaire

Quaternaire

570

225

65

Cénoz. Mésozoïque

2012

Cambrien

Ordovicien

Silurien

Dévonien

Carbonifère

Permien

Trias

Jurassique

Crétacé

Quaternaire Néogène Paléogène

Hadéen

Eoarchéen

Paléoarchéen

Mésoarchéen

Néoarchéen

Paléoprotérozoïque

Mésoprotérozoïque

Néoprotérozoïque

Paléozoïque

G. ARDUINO vers 1759

Phanérozoïque Protérozoïque Archéen

Protérozoïque Archéozoïque Azoïque

4560

4000

3600

3200

2800

2500

1600

1000

541

252

66

2,6

196 III - LES CHRONOMÈTRES

à la paléontologie. Il mettait ainsi en œuvre ce qui deviendrait le principe de "contemporanéité des faunes identiques", largement développé par la suite par C.A. OPPEL (1856-1858).

Groupe carbonifère

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE

197

Cette méthode a été systématiquement mise en œuvre par A. d’ORBIGNY (1842, 1850-1852), créateur de la notion d’étage : "Un étage, pour nous, est une époque en tout identique à l’époque actuelle. C’est un état de repos de la nature passée, pendant lequel il existait, comme dans la nature actuelle, des plantes et des animaux marins et, dans les mers, des animaux pélagiens et des animaux côtiers à toutes les zones de profondeur. Pour qu’un étage soit complet, il doit montrer un ensemble d’êtres terrestres et marins, qui puisse représenter une époque tout entière…" D’ORBIGNY avait distingué et défini 27 formations caractérisées par leurs associations paléontologiques, et auxquelles il a donné le nom d’étages. En particulier, il avait caractérisé 17 étages pour le Jurassique et le Crétacé, dont 7 sont encore en usage. De nos jours, un étage est défini dans une région donnée, dont il porte très souvent le nom. Il représente une tranche de temps ; il est caractérisé par une association paléontologique et par un certain nombres d’événements (magnétiques, géochimiques…). Historiquement la notion d’étage a connu un très rapide succès et les propositions de noms d’étages se sont multipliées, de manière parfois anarchique. Il est devenu rapidement nécessaire d’arriver à un découpage reconnu de façon consensuelle, et accepté de manière universelle. Une autorité a fini par voir le jour : le Congrès Géologique International, créé en 1878. Le rythme quadriennal des réunions du CGI n’était cependant pas propice à un suivi précis des progrès de la stratigraphie. Un Comité Stratigraphique International a été mis en place ; son rôle principal a été, et est encore, de définir les unités de référence et leurs limites.

8.1.2 - STRATOTYPES ET GSSP Désormais les étages sont définis par une séquence de référence : le stratotype. Celui-ci est choisi aussi proche que possible de la première séquence historiquement définie. Dans le cas où celle-ci ne serait plus accessible, pour une cause ou pour une autre (disparition à la suite d’une exploitation de carrière, imprécision de la définition d’origine…), une ou plusieurs coupes de référence sont définies aussi proches que possible, et dénommées para-stratotypes. C’est le cas pour le Barrêmien, dont il n’a pas été possible de retrouver la coupe de définition à Barrême, et dont la référence actuelle se trouve à Angles (25 km de Barrême, Alpes-de-Haute-Provence). De même, la coupe type du Messinien de Messine est très incomplète, et deux parastratotypes ont été définis en Sicile centrale, à Monte Capodarso (voir Fig. 1.4) et Monte Pasquasia, près de Caltanissetta, à 220 km de Messine. Un stratotype doit être accessible à tous ceux qui le demandent de tout temps, et en particulier sans qu’aucune contrainte, de quelque nature que ce soit, ne puisse interdire à quiconque son accès. Il est également important de définir aussi précisément que possible les limites entre les étages. Ceci se traduit par la caractérisation d’un niveau type entre deux étages ; à la base de chaque stratotype, un niveau repère est choisi : le Global Stratigraphic Section and Point (GSSP), matérialisé sous la forme d’un "Golden spike" ("clou d’or").

ERE

PERIODE

Epoque

Etage

Age base

Evénement

Origine et base définie "clou d'or"

11 800 a

Isotope 18O

Carotte N GRIP Groenland

130 ka

Isotope 18O

Forage Amsterdam terminal

HOLOCENE

Erreur

198

EON

Tarantien Ionien

QUATERNAIRE PLEISTOCENE

780 ka Calabrien 1,81 Ma Gélasien

Gela, Sicile S Italie 2,59 Ma

Coccolite, Chron C2r

Plaisancien 3,60 Ma

PHANEROZOIQUE

PLIOCENE

Coccolite, Foraminifère, Chron C2An

Zancléen 5,33 Ma

Coccolite, Chron C3r

7,25 Ma

Foraminifère, Chron C3Br, Astrochronologie

11,63 Ma

Coccolite, Foraminifère, Chron C5R2n

13,82 Ma

Coccolite, Chron C5ABr

15,97 Ma

Foraminifère, Chron C5Cn1n

20,44 Ma

Foraminifère, Chron C6An

23,03 Ma

Coccolite, Foraminifère, Chron C6Cn2n

Ras iI Pellegrin, Malte Langhe, N Italie

Burdigalien

Bordeaux, SE France Aquitaine, SE France

Chattien

Gênes, N Italie Chatti, Cassel, Allemagne

28,1 Ma

Foraminifère

Monte Cognero, Ombrie, Italie

33,9 Ma

Foraminifère

Ancone, C Italie

Rupélien

Rupel, Belgique

III - LES CHRONOMÈTRES

Aquitanien

OLIGOCENE

Ancone, C Italie Serravalle, N Italie

Langhien

PALEOGENE

Rabat, Maroc Tortona, N Italie

Serravallien MIOCENE

Eraclea Minoa, Sicile Messine, Sicile

Tortonien NEOGENE

P. Picola, Sicile Zankle (Messine), Sicile

Messinien

CENOZOIQUE

Gela, Sicile Piacenza, N Italie

Priabona, N Italie 37,8 Ma

0,5

Coccolite

Alano, Vénétie, N Italie

41,2 Ma

0,5

Coccolite

Contessa, Ombrie, Italie

47,8 Ma

0,2

Foraminifère

Bartonien EOCENE

Barton, Angleterre

Lutétien CENOZOIQUE

PALEOGENE

Lutèce (Paris), France

Yprésien

Ypres, Belgique I13C

56,0 Ma Thanétien

PHANEROZOIQUE

PALEOCENE

59,2 Ma

Chron C26n

Telmo, N Espagne

61,6 Ma

Coccolite

Telmo, Espagne El Kef, Tunisie

Sélandien Danien

Danemark 66,0 Ma

0,1

Iridium

72,1 Ma

0,2

Ammonite, Belemnite

83,6 Ma

0,2

Crinoïde

86,3 Ma

0,5

Inocerame

89,8 Ma

0,3

Inocerame

Hanovre, Allemagne

93,9 Ma

0,2

Ammonite

Rock Canyon, Colorado, USA

100,5 Ma

0,4

Foraminifère (Globotruncanidé)

Rosans, Alpes, SE France

113,0 Ma

0,4

Coccolite

126,3 Ma

0,4

Chron M0r

Maastrichtien

Maastricht, Hollande

Campanien

supérieur

Saintes, France

Coniacien CRETACE

Cognac, France

Turonien

Tours, France

Cénomanien

Le Mans, France

Albien inférieur

Tercis, SW France Charente, France

Santonien

MESOZOIQUE

Louxor, Egypte Thanet, Angleterre

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE

Priabonien

Aube, France

Aptien

Apt, France

199

ERE

PERIODE

Epoque

Etage

Age base

Erreur

Evénement

Origine et base définie "clou d'or"

130,8 Ma

0,5

Ammonite

Murcie, Espagne

133,9 Ma

0,6

Ammonite

La Charce, France

139,4 Ma

0,7

Ammonite, Calpionelle

145,0 Ma

0,8

Ammonite

152,1 Ma

0,9

Ammonite, Chron M22An

157,3 Ma

1,0

Ammonite

Barrêmien

Barrême, France

Hauterivien CRETACE

inférieur

Hauterive, Suisse

Valanginien

Valangin, Suisse

Berriasien

Berrias, France

Tithonien

PHANEROZOIQUE

supérieur

Personnage mythologique

Kimméridgien

Malm

Kimmeridge, Angleterre

Oxfordien MESOZOIQUE

163,5 Ma

1,1

Ammonite

166,1 Ma

1,2

Ammonite

168,3 Ma

1,3

Ammonite

170,3 Ma

1,4

Ammonite

Cabo Mondego, Portugal

174,1 Ma

1,0

Ammonite

Fuentelsalz, Espagne

182,7 Ma

0,7

Ammonite

Peniche, Portugal

190,8 Ma

1,0

Ammonite

Robin Hood's Bay, Angleterre

199,3 Ma

0,3

Ammonite

Kellaway, Angleterre

Bathonien

JURASSIQUE

Dogger

Bath, Angleterre

Bajocien

Bayeux, France

Aalénien

Aalen, Allemagne

Toarcien

Thouars, France

Lias

Pliensbach, Allemagne

Sinémurien

Semur-en-Auxois, France

Hettangien

Watchet, Angleterre Hettange Grande, France

201,3 Ma

0,2

Ammonite

Karwendal, Autriche

III - LES CHRONOMÈTRES

Pliensbachien inférieur

Flodigarry, Ecosse Oxford, Angleterre

Callovien

moyen

200

EON

supérieur

Rhétie, Suisse 209,5 Ma

Ammonite, Conodonte, Radiolaire

228,4 Ma

Ammonite, Conodonte

Norien

Alpes Noriques, Autriche

Carnien MESOZOIQUE

Alpes Carniques, Italie 237,0 Ma

1,0

Ammonite, Conodonte

Prato di Suore

241,5 Ma

1,0

Ammonite, Conodonte

Brescia, N Italie

247,1 Ma

0,2

Ammonite, Conodonte

250,0 Ma

0,5

Ammonite, Conodonte

252,2 Ma

0,5

Conodonte, I13C

Ladinien

TRIAS moyen

Ladin, Suisse

Anisien

Enns, Autriche

Olenekien PHANEROZOIQUE

inférieur

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE

Rhétien

Oleneki, Russie

Induen Changhsingien supérieur Lopingien

254,2 Ma

0,3

Conodonte

259,8 Ma

0,4

Conodonte, Régression majeure

Wuchiapingien

Wuchiaping, Chine

Capitanien moyen PALEOZOIQUE

PERMIEN

265,1 Ma

0,4

Conodonte

Nipple Hill, Texas, USA

268,8 Ma

0,5

Conodonte

Guadalupe Pass, Texas, USA

272,3 Ma

0,5

Conodonte

Stratoype Canyon, Texas, USA

279,3 Ma

0,6

Conodonte

Metchelino, Oural, Russie

290,1 Ma

0,2

Conodonte

Dalny Talkas, Oural, Russie

295,5 Ma

0,4

Conodonte

Word, Texas, USA

Roadien

Road, Texas, USA

Kungurien inférieur

Kungur, Russie

Artinskien

Cisouralien

Hongshui, Chine Capitan Reef, Texas, USA

Wordien

Guadalupien

Meishan, Chine Changhsing, Chine

Artinsk, Russie

Sakmarien

Sakmaria, Russie Orenburg, Russie

201

ERE

Periode PERMIEN

Epoque

Etage

inférieur

Asselien

Cisouralien

Age base

Erreur

Evénement

Origine et base définie "clou d'or"

298,9 Ma

0,2

Conodonte, Fusuline

Aktöbe, Kazakhstan

303,7 Ma

0,1

Conodonte, Fusuline, Goniatite

307,0 Ma

0,2

Fusuline, Goniatite

315,2 Ma

0,2

Conodonte, Fusuline

323,2 Ma

0,4

Conodonte

330,9 Ma

0,3

Conodonte

346,7 Ma

0,4

Fusuline

Guilin, Guangxi, Chine

358,9 Ma

0,4

Conodonte

Cabrières, S France

372,2 Ma

1,6

Conodonte, Goniatite

Cessenon, S France

382,7 Ma

1,6

Conodonte

St-Nazaire-de-Ladaret, S France

387,7 Ma

0,8

Conodonte, Goniatite

Dj. Mech Irdane, Maroc

393,3 Ma

1,2

Conodonte

Weteldorf, Allemagne

407,6 Ma

2,6

Conodonte

Samarcande, Ouzbekistan

410,8 Ma

2,8

Conodonte

Asselia, Russie

Gzhelien

Gzhel, Russie

Kasimovien Pennsylvanien

Kasimov, Russie

Moscovien

Moscou, Russie

Bashkirien

CARBONIFERE

Bashkirie, Russie

PHANEROZOIQUE

Serpukhovien

Mississippien

Viséen

Visé, Belgique Tournai, Belgique

Famennien supérieur

Famenne, Belgique

Frasnien

Franes, Belgique

Givetien moyen

Givet, France

Eifelien

Eifel, Allemagne

Emsien

inférieur

Ems, Allemagne

Praguien

Prague, Tchéquie

Lochkovien

Prague, Tchéquie Lockhov, Tchéquie

419,2 Ma

3,2

Conodonte, Graptolite

Klonk, Tchéquie

III - LES CHRONOMÈTRES

DEVONIEN

Battleship Wash, Nevada, USA Serpukhov, Russie

Tournaisien

PALEOZOIQUE

202

EON

Pridolien

Pridoli, Tchéquie 423,0 Ma

2,3

Graptolite

Reporje, Tchéquie

425,6 Ma

0,9

Graptolite

Lludlow, Angleterre

427,4 Ma

0,5

Graptolite, Acritarche

Lludlow, Angleterre

430,5 Ma

0,7

Graptolite

Homer, Angleterre

433,4 Ma

0,8

Graptolite, Acritarche

Apedale, Angleterre

438,5 Ma

1,1

Graptolite, Brachiopode

Llandovery, P. Galles

440,8 Ma

1,2

Graptolite

Llandovery, P. Galles

443,8 Ma

1,5

Graptolite

Moffat, Ecosse

445,2 Ma

1,4

Graptolite

Yichang, Hubei, Chine

453,0 Ma

0,7

Conodonte, Graptolite

Black Knob Ridge, Oklahoma, USA

458,4 Ma

0,9

Graptolite

Fagelsang Scane, Suède

467,3 Ma

1,1

Conodonte, Graptolite

Changshan, Chine

470,0 Ma

1,4

Conodonte, Graptolite

Hubei, Chine

477,7 Ma

1,4

Conodonte, Graptolite

Västergötland, Suède

485,4 Ma

1,9

Conodonte, Graptolite

Green Point, Terre Neuve CA

Ludfordien Lludlow

Ludford, Angleterre

Gorstien

Gorst, Angleterre

Homérien SILURIEN

Wenlock

Homer, Angleterre

Sheinwoodien

Sheinwood, Angleterre

PHANEROZOIQUE

Telychien Llandovery PALEOZOIQUE

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE

Pridoli

Telyd, P. Galles

Aéronien

Cwmcoed-Aeron, P. Galles

Rhuddanien Hirnantien supérieur

Katien Sandbien Darriwilien

ORDOVICIEN moyen

Darriwill, Ecosse

Dapingien Floien inférieur Tremadocien

Tremadoc, P. Galles

203

ERE

PERIODE

Epoque

PHANEROZOIQUE

Furongien

PALEOZOIQUE

CAMBRIEN

Epoque 3

Epoque 2 Terreneuvien

PROTEROZOIQUE

NEOPROTEROZOIQUE

MESOPROTEROZOIQUE

PALEOPROTEROZOIQUE

Age base 489,5 Ma

Jiangshanien Paibien

Evénement

Origine et base définie "clou d'or"

494,0 Ma

Trilobite, Conodonte

Jiang Shan, Zhejiang, Chine

497,0 Ma

Trilobite, I13C

Paibi, Hunan, Chine

Guzhangien

500,5 Ma

Trilobite

Guhzang, Hunan, Chine

Drumien

504,5 Ma

Trilobite, I13C

Drum, Utah, USA

Non encore défini

509,0 Ma

Trilobite

Non encore défini

514,0 Ma

Trilobite

Non encore défini

521,0 Ma

Trilobite

Non encore défini

529,0 Ma

Archaeocyathe

Fortunien

541,0 Ma

EDIACARIEN

635 Ma

CRYOGENIEN

850 Ma

TONIEN

1000 Ma

STENIEN

1200 Ma

ECTASIEN

1400 Ma

CALYMMIEN

1600 Ma

STATHERIEN

1800 Ma

OROSIRIEN

2050 Ma

RHYACIEN

2300 Ma

SIDERIEN

2500 Ma 3200 Ma

PALEOARCHEEN

3600 Ma

EOARCHEEN

1

I13C

Fortune Head, Terre Neuve, Canada

Glaciation de Varanger

Enorama Creek, Australie

2800 Ma

MESOARCHEEN

HADEEN

Erreur

4000 Ma ~ 4560 Ma

Fig. 8.3 - Tableaux stratigraphiques Les tableaux comportent les divisions classiques (ères, systèmes, sous-systèmes et étages), l’âge de la base de chaque étage, la marge d’erreur, la nature de l’événement caractéristique de la base (fossiles…), le lieu dont dérive le nom et, lorsqu’il a été fixé, le lieu où se situe le "clou d’or" [d’après F. GRADSTEIN et al., © 2004, Cambridge University Press, mise à jour 2012].

III - LES CHRONOMÈTRES

ARCHEEN

NEOARCHEEN

Etage Non encore défini

204

EON

8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE

205

A l’occasion du Congrès Géologique International de 2004, la majorité des étages avait été reconnue internationalement, et un certain nombre de "clous d’or" avaient été posés. Le congrès de 2012 a entériné de nouvelles reconnaissances et de nouvelles limites. La figure 8.3 (p. 198-204) tient compte de ces nouvelles données. Il reste néanmoins encore beaucoup de travail. Tous les étages reconnus ne sont pas encore caractérisés par une séquence définie (voir les tableaux). Tous les "clous d’or" n’ont pas été posés, loin s’en faut. Un certain nombre d’étages du Paléozoïque inférieur reste à définir. Et surtout, il reste à établir des subdivisions et des séquences caractéristiques pour le Précambrien qui n’est actuellement subdivisé que sur des bases radiométriques.

7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

La vie s’est développée sur la Terre à partir de semences présentes de toute éternité dans l’Univers et tombées dans la mer. TELIAMED (Benoît DE MAILLET)

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L’HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

9.1 - NAISSANCE DU TEMPS COSMOLOGIQUE : BIG BANG L’histoire commence, il y a 13,7 Ga (Giga années = 109 années), lorsque, à la suite d’une singularité, l’énergie et la matière s’individualisent engendrant l’Univers. La question est posée par certains physiciens et philosophes de savoir si le temps préexiste, ou s’il naît à cet instant. En d’autres termes le temps est-il intrinsèquement lié à la matière, ou est-il une variable indépendante, et éternelle (voir Introduction, p. 5) ? Dans la mesure où c’est à partir de ce moment (13,7 Ga) qu’il devient possible de l’enregistrer, nous admettrons que le temps commence à cet instant. C’est cet instant qui a été dénommé Big Bang. A partir de ce moment, l’Univers a connu une expansion gigantesque, de l’ordre de 60 ordres de grandeur, avec comme corollaires un refroidissement très important et une baisse de pression non moins importante. Actuellement la première information disponible, le rayonnement de fond cosmologique, remonte à environ 380 000 ans après l’instant zéro. La nucléosynthèse primordiale (création des noyaux de H, D, He, Li), supposée se produire entre 100 et 200 secondes après l’instant zéro, n’est pas observable. L’Univers s’est depuis organisé en systèmes emboîtés hiérarchisés, amas et superamas galactiques, galaxies, étoiles, systèmes stellaires dont le système solaire…, qui constituent les objets visibles composés de "matière normale". Cette matière normale représente environ 5 % de la masse de l’Univers. Tous les noyaux atomiques ont été créés au cours de cette longue histoire, lors des effondrements de matière catastrophiques qui ont correspondu à la mort des étoiles successives.

9.2 - NAISSANCE DU SYSTÈME SOLAIRE Notre système solaire est constitué par une étoile de moyenne grandeur (69,6 106 km, 1,99 1030 kg), autour de laquelle gravitent un certain nombre d’objets de dimensions variables. Ce schéma a été proposé par ARISTARQUE de Samos (310-230 AC), puis longtemps oublié avant d’être retrouvé par Nicolas COPERNIC (1473-1543). La genèse du système débute, voici environ 5 Ga, par une nouvelle singularité. Sous l’effet

210

IV - HISTOIRE DU TEMPS

d’une cause encore discutée, un nuage d’hydrogène mêlé d’un peu de gaz et de poussières et contenant tous les éléments connus s’est structuré, donnant le système solaire (Fig. 9.1). a

b

Centre de la Galaxie Nuage d'OORT

Ceinture de KUIPERT

c

Ceinture d'astéroïdes Jupiter Saturne Mars Neptune

Orbite de Neptune

Uranus SOLEIL Pluton La Terre Mercure Vénus

Nuage d'OORT

Fig. 9.1 - Structure du système solaire a - Le système solaire est l’un des objets de la Galaxie situé à 27 000 AL du centre, dans un des bras, un peu en dehors du plan équatorial ; le plan de l’écliptique est fortement incliné (60°) par rapport au plan de la Galaxie. b - Le système solaire est formé par un immense nuage d’objets cométaires d’environ 45 000 UA de rayon : le nuage d’OORT. c - Le système solaire proche ; l’orbite de Neptune est à 30 UA du Soleil [1 UA (Unité Astronomique) = distance Terre - Soleil = 150 106 km ; 1 AL (Année-Lumière) = 9,5 1012 km].

Les gaz du "nuage solaire primitif" comportaient quelques molécules simples, dont des chaînes carbonées, et les poussières quelques grains silicatés, de glace d’eau et de méthane. Jusqu’alors en équilibre avec son environnement, ce nuage s’est effondré sur lui-même (effondrement gravitaire ; Fig. 9.2). C’est-à-dire que les molécules gazeuses et les grains de poussières se sont rapprochés, et sont entrés en collision. Autrement dit, la pression au centre du dispositif a augmenté, et donc aussi la température. Cette augmentation de pression et de température a été suffisante pour que se déclenche la réaction de fusion nucléaire de l’hydrogène, entraînant le commencement du rayonnement de l’étoile Soleil. Pour reconstituer les premières étapes de l’histoire, il faut recourir à la modélisation et à l’observation. Celles-ci montrent que le matériel entre en rotation sur lui-même, ce qui conduit à la formation d’un nuage aplati perpendiculairement à l’axe de rotation (Fig. 9.2). Il est constitué d’un centre, siège de réaction de fusion thermonucléaire, et d’un disque "protoplanétaire" fait de gaz et de grains. Un exemple de ce stade est observé sur l’étoile HH 211 dans la constellation de Persée. Plus tard, les poussières du disque entrent en collision, et participent à la construction d’objets de plus en plus gros (Fig. 9.2) ; autrement dit, tout le matériel du disque protoplanétaire se rassemble autour de noyaux de plus en plus gros, et en

200 000 UA

100 UA

100 ka à 3 Ma

Etoile centrale

T Tauri

10 000 UA

100 UA 3 à 50 Ma

t0

Fig. 9.2 - Formation du système solaire

5

Anneaux d'astéroïdes

Jeune étoile

2

Effondrement gravitationnel

500 UA

6

50 UA

Etoile centrale

Jeune système solaire

3

Disque

Jet bipolaire

Protoétoile

Après 50 Ma

Système planétaire

10 000 à 100 000 ans

Enveloppe

HH211 Persée

Différents stades de la formation du système solaire : (1) nuage de gaz et de poussières présolaire ; (2) effondrement gravitaire du nuage présolaire ; (3) début des réactions thermonucléaires au centre du nuage, formation d’un disque d’accrétion, stade protoétoile HH 211 (Persée) ; (4) poursuite de la formation du disque d’accrétion (écliptique), stade étoile T Tauri ; (5) et (6) organisation du disque d’accrétion en objets de plus en plus gros [d’après F. SHU et al., © 1987, Annual Reviews, Inc.].

4

Disque protoplanétaire

Jet bipolaire

Etoile

1

Nuage sombre

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE 211

conséquence de moins en moins nombreux, et le disque devient très hétérogène. Cet état est observé dans les étoiles de type T Tauri (constellation du Taureau). Les objets de différentes tailles successivement constitués vont des chondrites (taille de l’ordre du mm) aux planétésimaux (taille de l’ordre de la centaine de m).

Dans l’étape suivante, les planétésimaux entrent en collision, et participent à la construction d’objets encore plus gros, et encore moins nombreux (embryons de planètes), ou bien sont expulsés sur des orbites très excentriques (comètes), constituant un immense nuage de corps glacés de dimensions relativement petites (quelques dizaines de km de diamètre) (Fig. 9.2).

212

IV - HISTOIRE DU TEMPS

Dans le système solaire, les noyaux cométaires constituent un nuage de 45 000 UA de diamètre ; il s’agit du nuage d’OORT (1 UA = distance de la Terre au Soleil = 150 106 km). Lors de la dernière étape, vers 4,6 Ga en ce qui concerne le système solaire, les embryons de planètes entrent à leur tour en collision et constituent un petit nombre de planètes, comportant un noyau rocheux et une enveloppe de gaz principalement constituée d’hydrogène. Le diamètre du noyau rocheux varie entre 3500 km (la Lune, Triton) et 20 000 km (planètes géantes). Les planètes se placent sur des orbites d’équilibre, c’est-à-dire sur des orbites où les interactions entre les différents objets leur permettent de se maintenir en position et en dimension ; sinon elles deviennent des satellites des planètes les plus grosses (Ganymède, Callisto, Europe, Io capturés par Jupiter, Titan par Saturne, Triton par Neptune). Les objets plus petits sont également capturés, et deviennent aussi satellites des planètes géantes, ou sont expulsés sur des orbites lointaines (Pluton, corps glacés trans-neptuniens comme Quaoar, Sedna…). La Lune constitue un cas particulier (voir ci-dessous).

9.3 - PREMIERS TEMPS DE L’ÉVOLUTION DE LA TERRE : DIFFÉRENCIATION NOYAU - MANTEAU - ATMOSPHÈRE L’une de ces planètes est la Terre. Elle résulte donc de l’accrétion de milliards de poussières, chondrites et planétésimaux. Les chocs ont entraîné une élévation de température telle, que l’ensemble a fondu ; ce qui explique d’ailleurs la forme subsphérique de la Terre, comme celle des autres planètes et gros satellites. Dans cet ensemble fondu, les éléments les plus denses ont eu tendance à migrer vers le centre planétaire, et les moins denses vers la surface. Ainsi se sont mises en place les diverses enveloppes concentriques (noyau, manteau, croûte, atmosphère…) caractéristiques de toutes les planètes solides (ou telluriques) ; la différenciation noyau - manteau a été réalisée en moins de 30 Ma. Dans le cas de la Terre, un événement particulier est survenu, selon une hypothèse largement admise. Il s’agit de la rencontre entre la Proto Terre, un peu plus petite que la planète actuelle, et une autre planète de la dimension de Mars. De ce choc ont résulté la Terre actuelle et la Lune, qui sont restées associées. Les planètes les plus proches du Soleil n’ont pas pu retenir les gaz légers, essentiellement l’hydrogène, mais seulement les plus denses (eau, dioxyde de carbone, ammoniac, méthane). Dans le cas de la Terre, sa température de surface (fonction de sa distance au Soleil) a permis que l’eau se trouve en partie sous la phase liquide. Cela a peut-être également été le cas de Mars au début de son histoire. Or l’eau est un extraordinaire transporteur de chaleur. Cette particularité a permis un refroidissement relativement rapide de la surface de la Terre, qui s’est manifesté par la formation rapide, en moins de 150 Ma, d’une croûte différenciée. L’eau liquide, qui a aussi une grande capacité de transport ionique ou particulaire, a été également à l’origine de la mise en route du cycle érosion - sédimentation. En même temps un dégazage a entraîné la formation d’une première atmosphère riche en azote, vapeur d’eau et dioxyde de carbone. Celle-ci s’est ensuite transformée progressivement sous l’effet de la vie (Fig. 9.3).

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

213 SC O2

CA CC

O3 CR ARCHEEN

PROTEROZOIQUE

PZ

MZ CZ

BIF Ga

4

3

2

1

Fig. 9.3 - Evolution de la Terre Diverses caractéristiques sont représentées en fonction du temps (ordonnées arbitraires = 100 % de la valeur actuelle) : SC = surface des continents (voir Fig. 9.4 et 9.5) ; CA = chaleur d’accrétion (suite au bombardement météoritique entraînant la fusion du matériau terrestre) ; CR = chaleur due à la radioactivité (transformation des isotopes radioactifs) ; O2 = teneur de l’atmosphère en oxygène (due à la photosynthèse) ; O3 = formation de la couche d’ozone ; CC = variation de la vitesse de croissance de la surface des continents ; BIF ("Banded Iron Formation" ) = périodes de formation des gisements de fer rubané (voir Fig. 9.9).

9.4 - FORMATION DE LA CROÛTE CONTINENTALE : PÉRIODES D’ASSEMBLEMENT ET D’ÉCLATEMENT DES CONTINENTS Les roches les plus anciennes de la Terre proviennent du Canada (gneiss d’Acasta, région du lac des Esclaves) (Fig. 9.4) ; elles sont datées à 4,031 +/– 0,003 Ga. Mais on sait qu’une croûte granitique (continentale) plus ancienne a existé, car on a trouvé dans un méta-conglomérat en Australie occidentale des zircons détritiques qui sont datés entre 4,1 et 4,4 Ga ; l’un de ces zircons donne un âge U/Pb de 4,408 +/– 0,008 Ga. Le cycle érosion - sédimentation a donc été actif dès 4 Ga. Toutefois les masses de matériel continental ne devaient constituer que des ensembles de relative petite taille, l’essentiel de la croûte primitive étant basique (basaltes picritiques). La dynamique dominante, à cette époque, est en effet de type "point chaud", caractérisée par des cellules de convection, nombreuses et relativement petites, mettant en place des ensembles composés de trondjheimites, tonalites et granodiorites (TTG), séparés par des ceintures komatiiques. La première masse continentale notable, dénommée Ur, a dû se former vers 3 Ga à la suite de la collision de plusieurs de ces petits ensembles à TTG ; on en retrouve des fragments en Afrique, Australie, Canada, Groenland, Inde et Madagascar ; sa superficie totale ne devait pas dépasser celle de l’Australie actuelle. La collision nécessite qu’une dynamique de type "tectonique des plaques" ait été active à cette époque, sans doute en parallèle avec la dynamique de type "point chaud". Elle aboutit à la formation de "cratons" ou boucliers. Ceux-ci correspondent aux ensembles constitués de croûte continentale ancienne stabilisée au cours du Précambrien et non (ou très peu) remobilisés au cours du Phanérozoïque.

214

IV - HISTOIRE DU TEMPS

90°

180°

0°

90°

180°

Committe Bay Anabar

60°

Esclaves

Baltique

Groenland

Kaminak

Aldan Lewis

Labrador

Sayan Ukraine

Chine-Corée

Lac Supérieur Wyoming Reguibat

Guyane

Inde Touareg Centre Afrique Ethiopie

Man

0°

N'Tem Chaillu São Kasai Francisco

Guapore

Shillong

Zambie Madagascar Zimbabwe

Pilbara Yilgarn

Lichtfield

Kaapvaal La Plata

Napier

60°

Fig. 9.4 - Cratons archéens [d’après A.M. GOODWIN, © 1991, avec la permission d’Elsevier] Gris foncé = affleurements ; gris clair = zones recouvertes par des séries plus jeunes

Un premier supercontinent, dénommé Kenorland, est reconstitué entre 2,45 et 2,10 Ga à la suite de l’orogenèse kénoréenne ; il regroupait les boucliers laurentien (Canada - Groenland), baltique, d’Australie et du Kalahari (Fig. 9.5). Son existence n’est pas directement prouvée, mais on trouve des indices de rifting qui caractérisent son éclatement. A partir de cette époque, l’essentiel de la lithosphère continentale est formé et la dynamique des plaques lithosphériques devient dominante. Un nouveau supercontinent est reconstitué entre 1,8 et 1,5 Ga grâce à des données de paléomagnétisme. Dénommé Columbia, Hudsonia ou encore Hudsonland, il regroupait les blocs laurentien, baltique, ukrainien, amazonien, australien et vraisemblablement sibérien, chinois et du Kalahari (Fig. 9.5). Il est le résultat des événements orogéniques hudsonien (ou pénokéen, vers 1,9-1,6 Ga) en Amérique, et éburnéen (ou birrimien, vers 2 Ga) en Afrique. Les plus anciens terrains français (Icartien du Massif armoricain) datent de cette période (2 Ga). Ce supercontinent s’est ensuite fragmenté. Le premier rassemblement de continents, qui soit vraiment bien documenté, se produit entre 1 Ga et 750 Ma. Plusieurs périodes de collision (elsonienne vers 1,2 Ga, grenvillienne en Amérique et kibarienne en Afrique, entre 1 Ga et 800 Ma) ont engendré la chaîne de Grenville, et ont abouti à la formation du supercontinent de Rodinia (Fig. 9.5). C’est à la suite de l’englacement de ce supercontinent que la Terre aurait été transformée en un astre glacé ("boule-de-neige", voir p. 231). Ce continent rodinien s’est à son tour fragmenté, vers 750 Ma, en plusieurs grands ensembles : laurasien, congolais, proto-gondwanien (Gondwana moins le Congo).

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

215

D’après certains auteurs, un nouveau rassemblement s’est produit vers 600 Ma, aboutissant au supercontinent vendien (Vendia, ou encore Pannotia) qui s’est formé à la suite de plusieurs collisions, lors de l’orogenèse panafricaine (baïkalienne, ou encore cadomienne en France). Sa rupture en quatre masses continentales (laurentien, baltique, Sibérie et Gondwana) serait intervenue très vite, dès le Cambrien (540 Ma) (Fig. 9.5). Le dernier en date des supercontinents, la Pangée, a été formé à la suite des collisions paléozoïques (calédonienne et hercynienne) entre 400 et 250 Ma (Fig. 9.5). Columbia

Kenorland

Rodinia

Suture Grenville

L L

Ma

E Ant

Eq

K

B

S Ch

S

L

Eq

B

Eq

AU

I

AU

B K

Cong S Fr

Mat Amaz

SA W AF

AU

1800 Ma

2450 Ma

1000 Ma Pangée

Vendia

S

Sutures calédonohercyniennes

Panthalassa Eq

B

Sutures panafricaines

B L Eq

I

AN L

AF

SA

G

AF

SA

300 Ma

600 Ma

I

AU

AN

Fig. 9.5 - La succession des supercontinents Kenorland et Columbia [d’après L.J. PESONEN et al., © 2003, avec la permission d’Elsevier] ; Rodinia [modifié d’après J.G. MEERT et T.H. TORSVIK, © 2003, avec la permission d’Elsevier] ; Vendia [d’après http://palaeos.com/Earth/Geography/Pannotia.html] ; Pangée [d’après C. SCOTESE, 2003, www.scotese. com/earth.htm]. Af = Afrique ; Amaz = Amazonie ; An = Antarctique ; Au = Australie ; B = Baltique ; Cong - S Fr = Congo - São Francisco ; E-Ant = Est-Antarctique ; G = Groenland ; I = Inde ; K = Kalahari ; L = Laurentien ; Mad = Madagascar ; Mat = Mataraibo ; S = Sibérie ; SA = Amérique du Sud ; SCh = Chine du Sud ; WAf = Afrique de l’Ouest ; Eq = Equateur. Remarquer que les masses continentales sont souvent proches des pôles (glaciations).

9.5 - APPARITION ET DÉVELOPPEMENT DE LA VIE 9.5.1 - LES MOLÉCULES DE LA VIE La vie se manifeste par la faculté d’autoréplication qui caractérise certaines associations de molécules. Ces associations constituent les organismes vivants. Ceuxci possèdent une double capacité. Capables de recopier par eux-mêmes leurs

216

IV - HISTOIRE DU TEMPS

séquences d’acides nucléiques (ADN, ARN), ils peuvent propager leur information génétique dans l’espace et dans le temps. Capables par eux-mêmes de traduire cette information, ils sont en mesure de synthétiser les protéines qui les constituent [G. LECOINTRE et H. LEGUYADER, 2001]. On notera qu’avec cette définition, les virus, incapables de recopier par eux-mêmes leurs séquences nucléiques, n’appartiennent pas au monde vivant. Cette capacité d’autoréplication s’est exprimée très tôt dans l’histoire de la Terre. Elle est liée aux propriétés chimiques des chaînes carbonées associées à d’autres éléments, tels P, S, Fe, Mg, Zn… Les unités de base ont été les gaz présents dans l’atmosphère originelle, ou apportés lors du bombardement cométaire, tels H2, H2O, CH4, CO2, NH3, SH2…, ainsi que certains radicaux de base, dénommés "briques de base", que l’on retrouve aussi sur les comètes et astéroïdes. Ces briques de base sont des hydrocarbures (éthylène = C2H4 ; éthane = C2H6…), des composés azotés (acide cyanhydrique = HCN ; acétonitrile = CH3CN ; cyanoacétylène = HC3N), des composés oxygénés (formaldéhyde = HCHO), ou des composés mixtes (azoté-oxygéné : urée = CO(NH2)2 ; acide isocyanique = HNCO). Ces briques de base sont susceptibles de réagir et d’aboutir aux chaînes glucidiques par polymérisation de groupements CH2O, aux chaînes lipidiques par intervention du groupement acide carboxylique (RCOOH), aux chaînes protéiques par intervention du groupement acide aminé (RCHNH2COOH). La formation de molécules plus complexes, dotées de la propriété de se répliquer, ou de capacités catalytiques, implique l’intervention d’autres éléments : P dans l’ADN, l’ARN, l’ATP ; Mg dans la chlorophylle ; Fe dans l’hémoglobine ; Zn dans certaines enzymes ; Mn dans la fonction chlorophyllienne… Tous ces éléments étaient présents dans les matériaux constitutifs de la Terre primitive. La construction de toutes ces macromolécules nécessite une certaine concentration des molécules plus simples, donc un milieu relativement isolé, pour éviter une dilution excessive. Par ailleurs ces macromolécules sont des ensembles fragiles, il faut donc un milieu protégé, en particulier des rayonnements ionisants. Un tel milieu favorable existe au niveau des feuillets des minéraux argileux. Ces minéraux ont été rapidement abondants dans l’océan primordial, provenant de l’altération des premières croûtes terrestres ; ils ont donc pu jouer le rôle de réacteur protégé. Il est aussi possible que la pyrite (FeS2) ait joué un rôle important, en particulier comme apporteur d’énergie. Certaines formes d’ARN (ribozymes) présentent, en plus de la faculté d’autoréplication, une activité catalytique (enzymatique) ; c’est pourquoi on imagine que les tout premiers systèmes vivants pourraient avoir été construits à partir d’ARN. Ces premiers systèmes (Fig. 9.6), dénommés LUCA (Last Universal Cell Ancestral), très simples au regard du monde vivant actuel, mais déjà très complexes du point de vue de leur structure, n’ont pas laissé de trace connue.

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

217

Fig. 9.6 - Généalogie simplifiée du monde vivant : les enfants de LUCA Les chiffres indiquent l’ordre de grandeur du nombre actuel d’espèces (biodiversité) ; les chiffres gras donnent l’âge (en Ma) d’apparition des premières formes [d’après G. MACAGNO, Une histoire de la vie, © 1999, Ellipse].

218

IV - HISTOIRE DU TEMPS

9.5.2 - LES PREMIÈRES TRACES DE VIE Les premiers indices, rapportés à une activité biologique, encore que très controversés, proviennent de roches du Groenland (gneiss d’Isua) datées à 3,85 Ga. Dans ces roches de haut degré métamorphique, des inclusions charbonneuses présentes dans des cristaux d’apatite montrent un enrichissement relatif en 12C. Un tel enrichissement relatif en 12C est généralement considéré comme caractéristique de processus biologiques, en particulier de l’activité photosynthétique. Le même enrichissement relatif en 12C apparaît dans des kérogènes contenus dans des roches âgées de 3,8 Ga, toujours au Groenland. La controverse porte sur le caractère primaire ou non de ces éléments à signature organique qui pourraient provenir d’une contamination postérieure. Les premières traces indiscutables d’organites apparaissent dans des roches âgées d’environ 3,5 Ga, sous forme de sphérules et tubules évoquant des Bactéries (Fig. 9.7) en Afrique du Sud (Baberton) et en Australie (Pilbara, Warrawoona), et de Stromatolites au Zimbabwe et en Australie (Pilbara) ; elles témoignent déjà d’une certaine biodiversité. En effet sept formes différentes de Stromatolites sont distinguées à Pilbara. 1

4

6

7

10 Rm

8

10 Rm

10 Rm

5 10 Rm

10 Rm

3

10 Rm

10 Rm

10 Rm

2

Fig. 9.7 - Vie primitive (1-2) Cherts d’Apex (3,5 Ga, Australie occidentale) [d’après J.W. SCHOPF, 1993] ; (3-4-5-6) Cherts de Gunflint (2,1 Ga, Ontario, Canada) [d’après J.W. SCHOPF, © 2000, National Academy of Sciences, USA] ; (7) Cherts de Bitter Spring (850 Ma) [d’après J.W. SCHOPF, © 2000, National Academy of Sciences, USA] ; (8) Nostoc actuel [d’après Ohio University, 2006].

Les Stromatolites existent encore actuellement. Ils sont constitués de feuillets de sédiments carbonaté-clastiques qui s’empilent en formant des plaques ou des colonnes. Ils sont engendrés par l’activité de Cyanobactériales qui forment des colonies à la surface du système. Ces Cyanobactériales sont enfermées dans un voile mucilagineux qui piège à la fois des particules clastiques fines et des grains carbonatés issus de l’activité chlorophyllienne, formant ainsi un feuillet élémentaire. Les organismes peu à peu asphyxiés migrent à la surface du feuillet et en développent un nouveau.

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

219

Les Stromatolites anciens sont construits sur le même modèle (Fig. 9.8). Leur apparition dans des roches âgées de 3,5 Ga indique donc l’existence de Cyanobactériales dès cette époque.

Fig. 9.8 - Stromatolites Précambrien supérieur (1 Ga) de Mauritanie (région d’Atar) La gauche de l’image montre une section perpendiculaire à l‘axe de la colonne, la droite une section parallèle à l’axe.

9.5.3 - LES ORGANISMES « PRIMITIFS » Les formes fossiles évoquent des Bactéries, en particulier des Cyanobactériales (voir Fig. 9.7 et 9.8). Les Bactéries sont des organismes Procaryotes (sans noyau individualisé). On en a décrit actuellement environ 9500 espèces appartenant à deux grands ensembles, Eubactéries et Archées, qui se différencient en particulier par la structure de leur paroi cellulaire. Elles se multiplient par division ; si les conditions sont favorables, elles se divisent toutes les demi-heures environ. Elles sont capables de résister à des conditions très défavorables, en particulier en fabriquant des formes de résistance (spores). Certaines formes sont capables de réparer leurs chromosomes. D’autres possèdent un pseudo noyau. Elles sont capables de coloniser presque tous les milieux, y compris les plus extrêmes : sources thermales, hydrocarbures, milieu acide ou sursalé, dessèchement, fortes doses de radiations… Elles peuvent soit vivre en présence d’oxygène (aérobies), soit au contraire craindre l’oxygène comme un poison (anaérobies stricts), soit enfin être indifférentes (anaérobies facultatifs). Elles présentent une très grande diversité dans le choix des ressources énergétiques et des métabolismes : autotrophes photosynthétiques, chimio-autotrophes nitrifiantes, méthanogènes ou sulfureuses, hétérotrophes, voire parasites, et assez souvent pathogènes. On distingue actuellement une trentaine d’embranchements, une vingtaine d’Eubactéries et une dizaine d’Archées, en se fondant sur leurs caractères génétiques.

220

IV - HISTOIRE DU TEMPS

Ne disposant que de fantômes d’organismes en ce qui concerne les formes fossiles, on n’est pas en mesure de caractériser leur appartenance à un groupe ou à un autre, sauf en ce qui concerne les Stromatolites (voir Fig. 9.8), qui appartiennent au groupe des Cyanobactériales. En revanche, on sait que tous les milieux, y compris les plus extrêmes, ont été colonisés, indiquant que tous les groupes actuels de Bactéries doivent exister depuis très longtemps.

9.5.4 - LA FORMATION DE L’ATMOSPHÈRE OXYGÉNÉE AU COURS DE L’ARCHÉEN Au cours de l’Archéen s’effectue la différenciation de la croûte continentale (voir Fig. 9.4). Cette croûte continentale permet l’existence de domaines peu profonds : des plates-formes exposées à la lumière. Les Stromatolites vont alors connaître un développement important. Les Cyanobactériales étant photosynthétiques, elles ont besoin de lumière. Les Stromatolites peuvent donc se développer dans ces eaux peu profondes (zone photique qui peut atteindre une centaine de mètres de profondeur si les eaux sont claires). L’association très fréquente des Stromatolites avec des fentes de dessiccation montre même qu’ils se développaient dans la zone tidale. On observe d’ailleurs aussi fréquemment des brèches, formées de fragments de Stromatolites, indiquant qu’ils ont été déchirés par des vagues de tempêtes (tempestites). Très tôt donc, au moins dès 3,5 Ga, les Stromatolites se sont installés sur les platesformes à la marge des premiers noyaux de croûte continentale. Ils ont induit la précipitation de carbonates et ainsi permis de fixer, sous forme de carbonates, le calcium et dans une moindre mesure le magnésium. Rejetant de l’oxygène et provoquant la fixation du dioxyde de carbone, ils ont entraîné une modification progressive de la composition de l’atmosphère terrestre, qui est devenue progressivement oxydante. Le phénomène s’est accéléré avec l’accroissement de surface de la croûte continentale, et donc de la surface des plates-formes. C’est ainsi que s’est formé le premier puits de CO2. Un seuil a été atteint vers 2,5 Ga, date qui caractérise la fin de l’Archéen (voir Fig. 8.3 et 9.3). A partir de cette date, le milieu est devenu si oxydant qu’en surface le fer était oxydé et n’a plus été susceptible de se déposer en donnant de grands gisements de "fers rubanés" (BIF = Banded Iron Formation) (Fig. 9.9). Les BIF deviennent donc de plus en plus rares avec le temps.

Fig. 9.9 - Fer rubané, Précambrien de Mauritanie [photo J.P. LÉCORCHÉ in D. CARITÉ, 1989]

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

221

9.5.5 - LE DÉVELOPPEMENT DE LA VIE : APPARITION DE LA SEXUALITÉ, DES EUCARYOTES, DES ÊTRES MULTICELLULAIRES La multiplication par simple division, telle que la pratiquent les Bactéries, aboutit à un clone. Pour une espèce adaptée à son biotope, le clonage est un moyen très efficace d’occuper le milieu, avec comme corollaire un épuisement rapide dudit milieu. L’adaptation à des changements de milieu, voire la conquête de nouveaux biotopes, nécessite d’acquérir de nouvelles potentialités. Des modifications du génome permettent d’acquérir ces nouvelles potentialités. Une génération bactérienne durant environ 30 minutes, la fréquence de mutation permet une évolution rapide d’un génome bactérien, et donc assure une capacité raisonnable d’adaptation. C’est d’ailleurs cette faculté qui pose problème de nos jours avec l’utilisation des thérapies antibiotiques qui conduit à sélectionner les mutants résistants. Un autre moyen d’adaptation est d’échanger des portions de génome. Le phénomène, conjugaison de deux Bactéries, s’observe de nos jours ; il représente une forme primitive de sexualité. Il est vraisemblable que ce mode de reproduction est apparu très tôt chez les Bactéries ; mais il est impossible sur les formes fossiles de savoir si la figure observée de deux organites associés représente une division ou une conjugaison. Une forme d’échange de génome plus élaborée existe chez les Eucaryotes. Dans le monde des Algues, lorsque les conditions de milieu deviennent difficiles, deux cellules ou filaments se rapprochent et les contenus cellulaires des cellules fusionnent, aboutissant à une cellule à double génome (œuf ou zygote). Puis les organismes meurent. Lorsque les conditions sont à nouveau favorables, les zygotes se divisent par méiose pour redonner des cellules à génome simple, qui donnent naissance à de nouveaux individus. La caractéristique de la division méiotique est d’aboutir à quatre cellules. L’observation de sphérules groupées en tétrades dans des roches de 1,5 Ga permet d’envisager que la division méiotique, caractéristique des Eucaryotes, remonte à cette époque (voir Fig. 9.6). La cellule eucaryote est caractérisée par l’existence d’un noyau qui contient l’information génétique. Elle est en moyenne d’assez grande taille, de 10 à 100 R contre 0,1 à 15 pour les Bactéries (encore qu’il existe quelques Bactéries de grande taille atteignant 600 R). Son cytoplasme est très structuré, comportant un cytosquelette, un réseau membranaire interne et des organites à fonction énergétiques : mitochondries chez tous à l’exception des Métamonadines (Ciliés primitifs) et des Microsporidies, et chloroplastes chez les Végétaux vrais. Ces organites possèdent leur propre ADN, proche de celui des Cyanobactériales, et se divisent en même temps que la cellule. On considère qu’il s’agit de Bactéries devenues endosymbiotiques. L’endosymbiose est un phénomène très répandu dans le monde vivant actuel : Algues vertes unicellulaires et Coraux, Algues et Mollusques (Tridacne), Cyanelles (Cyanobactériale) et Champignons donnant les Lichens, Cyanelles et Végétaux supérieurs… Par ailleurs les Eucaryotes sont aussi caractérisés par leur type de métabolisme qui aboutit à construire certaines molécules particulières, telles les cholestanes, proches du cholestérol, ou les stéranes. Des traces de cholestanes ont été repérées dans des séries datées à 2,7 Ga en Australie occidentale, et des stéranes dans des séries de 2,45 Ga au Canada. L’apparition des Eucaryotes remonterait donc au

222

IV - HISTOIRE DU TEMPS

moins à ce moment. Ainsi les seules indications de l’existence possible de cellules eucaryotes se réduisent aux protéines, aux indices de division méiotique, et à l’apparition de cellules de relatives grandes tailles entre 2,7 et 1,4 Ga. Après l’apparition de la cellule eucaryote, une première endosymbiose aboutissant à l’incorporation des mitochondries serait à l’origine des trois règnes (animaux, végétaux et mycètes = champignons), puis une seconde endosymbiose (incorporation des chloroplastes) serait à l’origine du règne végétal. On n’a à ce jour aucune trace géologique de cette histoire.

Volvox globator

Giardia lamblia 20 Rm

50 Rm

Euglena spirogyra 12 Rm

Fig. 9.10 - Exemples d’organismes eucaryotes primitifs actuels Giardia = Flagellé parasite de l’intestin des Vertébrés, il ne possède pas de mitochondrie [d’après G. LECOINTRE et H. LE GUYADER, 2001] ; Euglena = Algue verte flagellée unicellulaire [d’après G. LECOINTRE et H. LE GUYADER, 2001] ; Volvox = Algue verte coloniale, constituée de cellules ciliées, réunies dans une enveloppe gélatineuse commune ; une ébauche de spécialisation existe ; les cellules situées dans le sens de déplacement ont un organite photosensible bien développé ; certaines cellules sont spécialisées dans la reproduction (au centre de la colonie) [image d’après D. KIRK, 1998].

L’organisation pluricellulaire primitive est un simple clonage, où les clones restent associés. Ils sont réunis par une sécrétion mucilagineuse ; c’est le cas pour de nombreuses Bactéries, et en particulier les Cyanobactériales filamenteuses. On rencontre un cas similaire chez certains Radiolaires et de nombreuses Algues vertes. Un stade plus avancé est constitué par des organismes constitués de cellules dont les parois restent en contact, cas de certaines Cyanobactériales, de très nombreuses Algues (Volvox ; voir Fig. 9.10) et d’animaux archaïques (Spongiaires…). Un stade plus avancé encore, qui caractérise l’essentiel des Métazoaires, est caractérisé par la spécialisation des cellules qui s’organisent en tissus. Les premières indications de l’existence d’organismes métazoaires se limitent à des empreintes carbonées, âgées d’environ 1,3 Ga, découvertes au Montana, et attribuées à des Algues, et à des traces d’activité biologique (bioturbations = terriers et pistes) âgées de 900 Ma. Le processus de reproduction sexuée, développé chez les Eucaryotes, et le brassage génétique qui en résulte se sont révélés efficaces à l’adaptation à des conditions nouvelles et la conquête de nouveaux milieux. L’alternance de générations issues de clonage (division cellulaire) et de générations issues de reproduction sexuée a permis à la fois de coloniser rapidement un milieu favorable (par clonage) et de s’adapter à des changements (par sexualité). Cette alternance existe encore chez de nombreux organismes, comme les Algues et les Foraminifères ; certaines

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

223

Algues rouges présentent même des cycles à trois générations avec deux stades de clonage. Nous verrons plus loin que l’installation dans le milieu aérien a nécessité certaines adaptations de ce cycle de reproduction.

9.5.6 - PREMIÈRE MANIFESTATION DE LA BIODIVERSITÉ : FAUNES ÉDIACARIENNES La première association très riche en organismes multicellulaires a été découverte en 1947 en Australie (Ediacara) dans des roches datées vers 560 Ma. Il s’agit d’animaux à tissus mous (sans squelette) (Fig. 9.6 et 9.11). Près de 1500 spécimens ont été identifiés, parmi lesquels des formes médusoïdes ou foliacées proches des Cnidaires, et des formes métamériques rapprochées des Annélides et des Crustacés. Des organismes analogues ont été décrits en divers lieux (Canada, Grande-Bretagne, Mexique, Namibie, Russie, Scandinavie, Ukraine), et en particulier en Chine (Doushantuo) où une faune composée de Tallophytes, Acritarches, Spongiaires, œufs et embryons est datée autour de 600 Ma (Fig. 9.11).

Fig. 9.11 - Organismes Ediacariens (1) Dickinsonia = Annélide ou Cnidaire (Ediacaria, Australie) ; (2) Eoporpita = Hydrozoaire (mer Blanche, Russie) ; (3) Spiriggina = Arthropode cf. Trilobite (Ediacaria, Australie) ; (4) Megaclonophycus = Algue cf. Volvox (Doushantuo, Chine) ; (5) Possible embryon (Doushantuo, Chine) [(1-2-3) d’après www.peripatus.gen.nz/paleontology/Ediacara.html ; (4-5) d’après B. HUBERT et al., 2005].

224

IV - HISTOIRE DU TEMPS

9.5.7 - EXPLOSION DE LA VIE ET CRISES BIOLOGIQUES A partir de 542 Ma, les fossiles commencent à être abondants et variés. En fait ce moment est celui à partir duquel des organismes à squelette sont présents. Les fabrications biologiques à test résistant ne se limitent plus aux seuls Stromatolites. La très célèbre faune de Burgess Pass (Canada) montre ainsi des représentants de nombreux groupes pourvus de squelette : Cnidaires, Spongiaires, Mollusques, Brachiopodes, Arthropodes, Echinodermes (Fig. 9.12). Elle a fourni plus de 65 000 spécimens, appartenant à 119 genres animaux et 10 végétaux. Sa caractéristique est cependant aussi de comporter de très nombreuses empreintes de formes molles, représentant près de 85 % des espèces et 98 % des récoltes. Ces formes appartiennent à des Algues, Cnidaires, Annélides, Chordés… ; certaines d’entre elles sont d’attribution discutée (incertae sedis) ; elles représentent probablement des stades larvaires des groupes précédents. 1 cm

1 cm Waptia Pikaia 1 cm 5 cm 1 cm

1 cm Fieldia

Echmatocrinus Acrothyra

Olenoides

Hallucigenia

5 cm

1 cm

1 cm

Haplophrentis Nisusia Mackenzia

Scenella

5 mm

10 cm

Burgessochaeta

5 cm

Margaretia 10 cm

5 cm

Marpolia

2 cm

Capsospongia

Fig. 9.12 - Queques représentants des riches faunes du Cambrien (Chenjiang, Burgess, Emu Bay, Sirius Passet, Orsten…) Pikaia = Chordé [© Vega, www.norarte.es] ; Waptia = Crustacé copépode ; Fieldia = Priapulien ; Echmatocrinus = Crinoïde ; Hallucigenia = Onychophore ; Olenoides = Trilobite ; Acrothyra = Brachiopode inarticulé ; Nisusia = Brachiopode articulé ; Haplophrentis = Hyolithidé ; Marpolia = Cyanobactériale ou Algue verte ; Margaretia = Algue verte ; Capsospongia = Eponge ; Mackenzia = Cnidaire ; Scenella = Mollusque monoplacophore ; Burgessochaeta = Annélide [d’après D. BRIGGS et al., © 1994, Smithsonian Institution].

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

225

On a donc l’impression d’une véritable explosion de la diversité biologique : la radiation cambrienne. En fait, comme le montrent les découvertes de plus en plus nombreuses de faunes plus anciennes, la biodiversité était déjà grande avant le Cambrien. La véritable innovation importante du Cambrien est celle du squelette résistant. Le Cambrien inaugure les temps fossilifères ou Phanérozoïque (de KFSJWTX = visible en grec). Durant le Phanérozoïque, et peut-être même avant, la vie a évolué de manière non-linéaire (voir Chap. 7), et l’enregistrement que nous en possédons (fossil record des auteurs anglo-saxons) est lui-même très irrégulier. Il est également très partiel dans la mesure où les formes sans squelettes sont très rarement conservées et où toutes les formes à squelette ne le sont pas obligatoirement. Nous observons le résultat de cette irrégularité sous la forme d’une succession de périodes. Certaines de ces périodes sont caractérisées par une biodiversité importante et une évolution rapide des formes. D’autres au contraire manifestent une tendance à une faible biodiversité ; elles constituent les périodes d’extinction ou de crises (Fig. 9.13 et 9.14). Cette alternance de périodes où la biodiversité s’accroît et de périodes où elle décroît est un phénomène oscillant, non-périodique, encore que certains auteurs parlent d’une pseudo-périodicité, largement contrôlé par des paramètres environnementaux, et non directement lié à l’évolution biologique ellemême, mais fortement dépendant de l’évolution géodynamique et cosmique. Radiation de l’Eocène 1000

Radiation du Crétacé

Nombre de familles

Radiation du Cambrien

Radiation du Jurassique

Radiation de l’Ordovicien

Radiation du Trias

Extinction Crétacé-Eocène

500

Extinctions au cours du Dévonien Extinction Fin Ordovicien

Extinction Fin Trias Extinction Fin Permien

Extinctions au cours du Cambrien 0 CAMB. 600

500

ORDOV. SIL. DEVON. 400

CARB.

PERM. 300

TRIAS

JURASS. 200

CRETACE 100

Millions d’années

Fig. 9.13 - Variations de la biodiversité [d’après J. JABLONSKY, 1999]

TERT. 0

226

IV - HISTOIRE DU TEMPS 1

2

3

4

5

Actuel

Cambrien Ediacarien Gunflint

542 630 2100 3500

Fig. 9.14 - Hypothèses sur les variations de la biodiversité (1) Modèle dit "classique" : biodiversité régulièrement croissante (voir le terme "Phanérozoïque") ; (2) Modèle de S.J. GOULD (1989) : biodiversité maximale à l’origine (explosion cambrienne) suivie d’une stabilisation ; (3) Modèle de R.A. FORTEY et al. (1996) : biodiversité croissante sur une longue période et stabilisation ; (4) Modèle de G.E. BUDD et S. JENSEN (2000) : biodiversité croissante sur une courte période et stabilisation ; (5) Modèle oscillant avec périodes de diminution (crises) et de développement (radiations).

9.5.8 - CONQUÊTE DES TERRES ÉMERGÉES ET DE L’AIR Vers la fin de l’Ordovicien et le début du Silurien, et surtout au cours du Dévonien et du Carbonifère, la vie conquiert le domaine émergé. Cette conquête est autant le fait du monde végétal que du monde animal. Les plantes terrestres apparaîtraient en bordure continentale dès l’Ordovicien supérieur et le Silurien inférieur. Toutefois les formes décrites dans le Silurien inférieur marin de Chine sont maintenant considérées comme des restes de racines de plantes plus récentes (Dévonien - Carbonifère). Les premières plantes terrestres indiscutables apparaissent au Silurien supérieur. Il s’agit de sporanges dans le Wenlock d’Irlande et de Lycophytes en Australie. Les végétaux terrestres se multiplient au cours du Dévonien, et atteignent un grand développement, et une large diversité, au cours du Carbonifère. Il est cependant vraisemblable que des Champignons aient été parmi les précurseurs, soit seuls, soit associés aux Algues (Lichens), mais on n’en possède pas de traces dans des dépôts strictement continentaux. En ce qui concerne le règne animal, les premiers témoins terrestres appartiennent aux Arthropodes dès le Silurien (Chélicerates, Myriapodes, Insectes et Crustacés) et aux Vertébrés dès la fin du Dévonien (Tétrapodes). Au Carbonifère tous les groupes de Tétrapodes (Amphibiens, Reptiles) ou leurs précurseurs (Oiseaux, Mammifères) sont présents. La conquête du milieu continental est conditionnée par quelques paramètres majeurs : la capacité à résister au rayonnement UV, le développement d’un système d’oxygénation utilisant l’oxygène gazeux, la possibilité de contrôler les équilibres ionique, hydrologique et thermique, la mise au point d’un mode d’excrétion azotée, et enfin l’adoption d’une stratégie de reproduction peu dépendante du milieu aquatique. De nos jours, les Arthropodes terrestres montrent une bonne résistance au rayonnement UV ; il n’est pas rare de trouver des araignées vivant à plus de 5000 m d’altitude en Himalaya ou dans les Andes. De même les Lichens colonisent facilement les sommets élevés. Il est vraisemblable que ce soit au Silurien que la couche d’ozone soit devenue suffisante (voir Fig. 9.3) pour permettre aux organismes les

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

227

plus résistants aux UV de coloniser de nouveaux milieux, et donc le milieu aérien (Fig. 9.15). Mais cette colonisation n’a eu de chance de réussite que grâce à la mise au point d’une stratégie de vie et de reproduction réduisant la dépendance au milieu aquatique.

l = 20 cm Pecopteris bioti Praecordaites l = 30 cm

Sphenopteris biturica l = 25 cm

Annularia stellata l = 20 cm

Cosmopa typica l = 25 cm

Fig. 9.15 - Vie terrestre Quelques exemples de flore et de faune du Stéphanien (305 Ma) de Commentry [d’après C. BRONGNIART et al., 1888]. Pecopteris = Filicophyte (fougère) arborescente ; Praecordaites = Coniférophyte (proche des Gingko) ; Sphenopteris = tantôt Filicophyte (le plus grand nombre, c’est le cas de l’espèce figurée), tantôt Spermaphyte (Ptéridospermale) ; Annularia = Sphénophyte (prêle) arborescente et sa fructification (à droite de l’image, grossie 10 fois par rapport au feuillage) ; Cosmopa = Dipneuste ("poisson" sarcoptérygien).

228

IV - HISTOIRE DU TEMPS

Dans le cas des Arachnides et des Insectes, l’apparition d’une respiration pulmonaire et l’acquisition d’un mode de développement fondé sur des œufs riches en réserves, fécondés par fécondation interne, sans larve aquatique, ou à période aquatique réduite, ont permis une adaptation aisée au milieu continental, puis rapidement (au Carbonifère) au milieu aérien dans le cas des Insectes (Fig. 9.16). Dans le cas des Vertébrés, l’évolution a été du même type : respiration pulmonaire au moins partielle, œufs riches en réserves, fécondation souvent interne (externe chez les Amphibiens), larves peu dépendantes ou indépendantes du milieu aquatique, développement d’un système locomoteur adapté qui est le membre chiridien (muni de doigts) (Fig. 9.17). Les Vertébrés ont également conquis le milieu aérien, mais plus tard ; les Reptiles inventent le vol plané à partir du Permien et le vol battu au Trias (premiers Ptérosauriens) ; les Oiseaux se développent à la fin du Jurassique, et les Mammifères volants au Cénozoïque. D’autres groupes d’"Invertébrés" se sont également installés sur les terres émergées (Annélides, Némathelminthes, Mollusques…), mais ils n’ont pas laissé de traces fossiles ou très peu.

3 cm

5 cm

b

5 cm

a

Fig. 9.16 - Vie aérienne : insectes du Carbonifère de Commentry a - Reconstitution de Meganeura saylissi, Odonate (Libellule) géante (envergure 70 cm). b - A gauche : Antracoblattina gigantea (Blatte) ; au centre : Stenarocera pachytyloides (proche des Sauterelles) ; à droite : Catoneura dawsoni (proche des Criquets) [d’après C. BRONGNIART et al., 1888].

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

229 a

Eusthenopteron

Gogonasus

Panderichthys

Elpistostege

Tiktaalik

Acanthostega

Ichtyostega

entre 380 et 370 Ma

b

entre 385 et 380 Ma

vers 360 Ma

entre 390 et 375 Ma

entre 370 et 360 Ma

u r

u h

h Glyptolepis

Sauripterus

u r h

r h

u

r h

Eusthenopteron Gogonasus Panderichthys

u

u

u

r

r

r h Tiktaalik

h

h

Acanthostega Tulerpeton

Fig. 9.17 - Adaptation à la vie terrestre chez les Vertébrés Au cours du Dévonien, le membre chiridien caractéristique des Tétrapodes apparaît chez les Vertébrés, qui conquièrent le milieu terrestre un peu plus tard (Carbonifère). Cela se traduit par des changements de forme (a) et des modifications au niveau des membres qui, de nageoires, deviennent des pattes (b) ; h = humérus ; r = radius ; u = ulna (cubitus chez l’Homme) [d’après E.B. DAESCHLER et al., © 2006, avec la permission de Macmillan Publishers Ltd ; J.A. LONG et al., 2006 ; N.H. SHUBIN et al., 2006].

Dans le cas des Mousses et groupes voisins, l’obligation du milieu aquatique est restreinte à la période de reproduction sexuée et un simple film d’eau est suffisant. Les différents groupes qui constituent l’ensemble des Ptéridophytes montrent encore de nos jours toutes les étapes de l’évolution vers une reproduction de moins en

230

IV - HISTOIRE DU TEMPS

moins dépendante du milieu aquatique. Avec les Phanérogames (Gymnospermes et Angiospermes notamment), la reproduction devient complètement indépendante du milieu aquatique. Pour tous les végétaux dits "supérieurs", l’installation terrestre a été conditionnée par la mise au point d’un système de distribution d’eau et de nutriments (système vasculaire) et d’un dispositif squelettique. La lignine est l’élément de base de ces deux fonctions ; elle apparaît au Silurien supérieur.

9.5.9 - DÉVELOPPEMENT DES ORGANISMES CARBONATÉS PÉLAGIQUES : LE PUITS DE CO2 PROFOND Nous avons vu plus haut que, dès 3,5 Ga, les Stromatolites, installés sur les platesformes, avaient permis de fixer le CO2, sous forme de carbonates, et abouti à former un premier puits de CO2. A partir du Cambrien (541 Ma), d’autres organismes toujours installés sur les plates-formes ont participé à la fixation du CO2. Ce sont les Algues, les Spongiaires (Archaeocyathes), les Cnidaires, les Mollusques, les Brachiopodes, les Bryozoaires, les Echinodermes et, au cours du Dévonien (395 Ma), les Foraminifères benthiques. Les organismes pélagiques à test calcaires sont rares et relativement peu de dépôts carbonatés profonds se mettent en place. C’est seulement à partir du Jurassique moyen (174 Ma) que des organismes pélagiques à test carbonaté commencent à devenir abondants : Foraminifères pélagiques (Globigérinidés), Coccolithophoridés et quelques autres groupes comme les Calpionelles. Ces organismes deviennent très abondants à partir du Crétacé et le resteront, avec parfois des diminutions, comme à la limite Crétacé - Paléocène ou à l’Oligocène supérieur. C’est ainsi que se met en place un second puits de CO2 qui couvre une partie du domaine océanique profond, en correspondance avec les zones à haute productivité biologique, et au-dessus de la CCD (voir Chap. 4, p. 68). Les variations de la CCD, largement dépendantes de l’activité des dorsales océaniques, contrôlent l’efficacité de ce puits profond de CO2. Actuellement la CCD se situe entre 5100 m de profondeur dans l’océan Indien et 4400 m dans le Pacifique (Fig. 9.18) ; en conséquence le puits profond de CO2 est à son maximum d’efficacité. m 3000

Océan Atlantique S Océan Atlantique N

Océan Indien

4000

Océan Pacifique Variation du niveau marin 5000

m + 200 0

P. MIOCENE OLIGOC. EOCENE PAL. CRETACE SUP. CRETACE INF. JURAS. 5,3 23,0 33,9 56,0 66,0 100,5 145,0

Fig. 9.18 - Evolution de la CCD depuis le Jurassique supérieur [d’après J. KENNETT, 1982]

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

231

9.6 - OSCILLATIONS ET CRISES CLIMATIQUES GLOBALES : PÉRIODES FROIDES ET PÉRIODES CHAUDES Le climat de la Terre est caractérisé par une distribution de situations météorologiques variable dans l’espace et dans le temps. Assez souvent on se contente de le caractériser par des conditions moyennes, en omettant de considérer sa variabilité spatiale. Les moyens dont nous disposons pour retrouver les tendances climatiques anciennes sont en effet assez restreints. On sait que l’activité solaire ne représentait au début de l’existence de la Terre que 72 % de l’activité actuelle (voir Fig. 9.3). La Terre quant à elle rayonnait davantage. Il est certain que de l’eau liquide existait à la surface à partir d’environ 4 Ga. Ceci conduit à admettre que la température de surface devait être supérieure à 0 °C, malgré le moindre rayonnement solaire, et probablement grâce à un effet de serre dû aux gaz (CO2, H2O, CH4). En tout cas la température est demeurée à un niveau tel, que l’eau liquide a pu demeurer, dissoudre une partie des gaz à effet de serre, et ainsi éviter l’emballement de cet effet, tel qu’il s’est produit par exemple sur Vénus. La Terre a connu des périodes froides ; nous en vivons une actuellement (Fig. 9.19). On les caractérise grâce à des dépôts, ou des morphologies, qui trahissent la présence de glaciers. Un premier épisode glaciaire s’est peut-être produit autour de 3 Ga (Witwatersrand) en Afrique du Sud. Le premier épisode bien documenté remonte à 2,3 Ga ; il est identifié en Afrique du Sud (Transvaal), dans le bouclier canadien (glaciation huronienne), en Finlande (Urkkavaara) et en Inde. Deux autres épisodes majeurs se produisent au cours du Protérozoïque, vers 1,1 Ga, et surtout entre 800 et 600 Ma. Ce dernier épisode, qui est peut-être subdivisé en plusieurs stades, est reconnu sur tous les boucliers précambriens (voir Fig. 9.4) et cette vaste répartition est à l’origine du scénario "Terre boule-de-neige". La Terre aurait alors été entièrement englacée, ressemblant un peu aux satellites glacés de Jupiter. 4000

3000

3500

2500

2000

1000

1500

PROTEROZOIQUE

ARCHEEN

Witwatersrand

Transvaal Huronien Urkkavaara

0 Ma

500

PZ

Protérozoïque sup.

"Boule de neige"

MZ CZ

Ordovicien Dévonien sup. CarbonifèrePermien

NEOGENE-QUATERNAIRE 2

Biber

1

Donau

0,5

Günz Nebraska

Mindel Kansas

0,25

0,125

0 Ma

Riss Würm Illinois Wisconsin

Fig. 9.19 - Grandes glaciations Succession des grandes glaciations (en noir, les périodes glaciaires) qui ont affecté la Terre

A partir du Paléozoïque, on peut recouper l’information fournie par les dépôts et morphologies glaciaires par des données de paléotempératures et des estimations du taux de CO2 (Fig. 9.20). En effet, les sédiments carbonatés commencent à être

232

IV - HISTOIRE DU TEMPS

abondants, et l’existence de coquilles fossiles permet de mettre en œuvre le paléothermomètre I18O. Ceci a été effectué en particulier en utilisant des coquilles de Brachiopodes, qui ont la particularité d’être en calcite, forme relativement stable du CaCO3 ; on a ainsi pu estimer la température moyenne de l’eau de surface dans les mers tropicales. a

25

20

R CO2

15

Incertitude 10

5

0 600

500

400

300

200

100

0

Temps (Ma)

b Température de l’eau de mer tropicale écart par rapport à l’actuel (°C)

8 6 4

2 0 –2 –4

–6 CAMB. 500

ORDOV. SIL.

DEVON. 400

CARB. PERMIEN TRIAS JURASS. 300

200

CRETACE 100

PG.

N. 0

Temps (Ma)

Fig. 9.20 - Paléoclimatologie a - Variation de la teneur en CO2 de l’atmosphère au Phanérozoïque [Modèle GEOCARB, d’après R. BERNER, © 1998, The royal Society]. b - Paléotempératures de l’eau de mer en surface en région tropicale [d’après J. VEIZER et al., © 2000, avec la permission de Macmillan Publishers Ltd].

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

233

Cette méthode permet de mettre en évidence plusieurs périodes fraîches, à l’Ordovicien - Silurien, marqué par une importante glaciation au Sahara, au Carbonifère Permien avec une glaciation qui intéresse une grande partie du Gondwana, au Jurassique auquel ne correspond aucune glaciation, et enfin à la période récente, à nouveau marquée par les glaciations néogènes-quaternaires. Des époques chaudes apparaissent au Cambrien - Ordovicien moyen, au Permo-Trias et au Crétacé supérieur - Paléogène, époques qui sont par ailleurs caractérisées par le développement d’importantes séquences évaporitiques : Cambrien inférieur en Arabie - Iran - Pakistan (sel d’Hormuz et du Salt Range), Permien en Europe du Nord (Zechstein), Coniacien en Amérique du Sud (Pérou, Bolivie). L’une de ces époques chaudes correspond au Paléocène (Fig. 9.21) ; elle se caractérise par des flores et faunes chaudes jusqu’en Arctique. Dans ce cas particulier, on observe une forte variation du I13C qui est interprétée comme l’indice d’un effet de serre maximum ; celui-ci résulterait d’une importante augmentation du taux de méthane de l’atmo-sphère. La source de méthane serait constituée par les hydrates de gaz présents dans les sédiments des marges continentales qui auraient été massivement déstabilisés, libérant ainsi de grandes quantités de CH4 dans l’atmosphère. °C 14

12

10

8

56

56 690 N. truempyi 690 B. ovula 865 B. ovula 525 N. truempyi 527 N. truempyi

55,5

Ma

55

55

54,5

Age (Ma)

Age (Ma)

55,5

54,5

54

54 3

2

1

0

I13C (‰)

–1

–2

–1

– 0,5

0

0,5

1

I18O (‰)

Fig. 9.21 - L’époque chaude Paléocène - Eocène inférieur Les isotopes de l’oxygène et du carbone mesurés sur des coquilles de Foraminifères planctoniques traduisent un réchauffement important de l’eau de mer [reproduit de J.C. Zachos et al., 2001, avec la permission de AAAS].

234

IV - HISTOIRE DU TEMPS

La figure 9.20 montre aussi qu’il n’y a pas de correspondance biunivoque entre les températures de l’eau de mer et les teneurs en CO2 de l’atmosphère. S’il y a une relative correspondance entre les deux paramètres à certaines époques (maxima du Cambrien, du Trias et du Crétacé, minima du Carbonifère et de l’époque actuelle), on observe une opposition complète à l’Ordovicien et au Jurassique.

9.7 - OSCILLATIONS RÉGIONALES : CRISES SALIFÈRES ET SÉQUENCES ÉVAPORITIQUES Les séquences évaporitiques présentent une grande importance économique à un double titre ; ce sont des gisements de matière première et le sel constitue un excellent couvercle imperméable aux hydrocarbures. Les évaporites sont constituées par des dépôts d’une bonne quarantaine de minéraux salins. Ce sont des carbonates, sulfates, chlorures, borates de calcium, magnésium, sodium, potassium, parfois complexes et souvent hydroxylés. En général les éléments constitutifs ne sont pas suffisamment concentrés dans l’eau pour précipiter les minéraux. Leur apparition nécessite donc que les eaux-mères aient subi une concentration importante par évaporation. Trois environnements propices sont identifiés. Un premier type de bassin évaporitique se situe en domaine continental, parfois à haute altitude. Le facteur principal est ici l’aridité du climat ne nécessitant pas obligatoirement des températures élevées ; les exemples sont nombreux : salars de Bolivie et du Chili, lacs salés du Tibet, Grand Lac Salé (Utah), lac Eyre (Australie), mer d’Aral. Un second type de bassin se situe en domaine côtier ; le vent et l’ensoleillement jouent ici un grand rôle ; tous les maraissalants et sebkhra côtières appartiennent à ce type ; les bassins sont plus vastes dans les zones chaudes, comme sur les pourtours du golfe Arabo-Persique ; une variante de ce type de bassin est constituée par les rifts : Asal, fossés oligocènes (Alsace…). Un troisième type de bassin est le siège d’accumulations très importantes d’évaporites ; il apparaît lorsqu’un vaste domaine marin soumis à une évaporation intense communique mal avec l’océan mondial, au point que son bilan hydrologique devient largement déficitaire. C’est le cas du Bassin méditerranéen au Messinien. Actuellement, en Méditerranée, l’apport d’eau par les fleuves et les pluies ne compense pas l’évaporation. Le niveau est maintenu grâce à un apport d’eau océanique depuis l’Atlantique par le détroit de Gibraltar (courant de surface), ce qui a pour conséquence une augmentation de la salinité. Celle-ci toutefois se maintient à niveau constant (de l’ordre de 38 g/l) grâce à un courant profond d’eau salée qui ressort au ras du fond à Gibraltar. Au Messinien (7,25-5,33 Ma), la communication de la Méditerranée avec l’Atlantique est devenue très difficile, perturbant fortement l’entrée d’eaux de surface depuis l’Atlantique et surtout interdisant complètement la sortie profonde. Le résultat a été une forte augmentation de la salinité du bassin et une baisse de son niveau aboutissant à une forte érosion des bordures du bassin (voir Fig. 4.12, p. 75), et au dépôt de plus de 1 million de km3 de sels répartis sur plus de 2 millions de km2, ce qui représente l’un des plus grands événements évaporitiques de la planète (Fig. 9.22). En effet près de 5 % du stock total de sels dissous dans l’océan mondial ont été piégés, à l’état solide, dans le domaine méditerranéen, de

9 - QUELQUES ÉTAPES DE L'HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE

235

manière quasi instantanée. Ce dépôt d’un millier de mètres de halite (voir Fig. 2.18, p. 38) et de plusieurs centaines de mètres de gypse implique des apports permanents ou presque permanents d’eaux atlantiques, ou une succession de périodes d’alimentation et d’isolement, car le volume important déposé pendant cette période ne peut pas résulter de la simple évaporation de la Méditerranée. Une colonne d’eau de mer de 1000 m de hauteur ne déposerait, en s’asséchant, que 16 m de sels (0,5 m de gypse, 12 m de halite et environ 3,5 m de sels de potassium et de magnésium). La remise en eau brutale du Bassin méditerranéen au début du Pliocène a provoqué l’enfouissement de ces dépôts sous des couches imperméables.

1000 km Domaine continental

Domaine océanique

Paratéthys (saumâtre)

Méditerranée

Zones émergées

Profond

Profond

Epais dépôts de sel

Montagnes Bassins et plates-formes continentales

Marin franc

Moyenne profondeur

Subduction

Chevauchements

Messinien peu épais Fractures (extension et décrochement)

Fig. 9.22 - La Méditerranée au Messinien La carte palinspastique montre le domaine méditerranéen au Messinien (7,25-5,33 Ma). L’isolement de la Méditerranée, qui communique très mal avec l’océan Atlantique, induit une très forte baisse de niveau et la précipitation du sel au fond du bassin ; les plates-formes continentales sont émergées et profondément érodées ; les grands fleuves (Nil, Rhône) creusent des gorges profondes. L’ensemble mer Noire - mer Caspienne constitue la Paratéthys, domaine saumâtre principalement alimenté par des fleuves (Volga, Don, Danube…).

Plusieurs événements évaporitiques comparables se sont produits sur Terre à diverses époques (Fig. 9.23), traduisant l’existence de conditions susceptibles de déboucher sur des déséquilibres régionaux (crises). La figure 9.24 illustre deux exemples. Au Permien s’est déposée une puissante série évaporitique en Europe du Nord : le Zechstein ; elle constitue souvent la couverture imperméable des gisements d’hydrocarbures de la région. La carte palinspastique montre la situation du bassin, situé à relativement basse latitude, isolé au nord de la chaîne hercynienne, et communiquant mal, par le nord, avec l’océan mondial. Une situation similaire se retrouve au Jurassique supérieur dans le golfe du Mexique. A cette époque, un espace océanique se crée dans le golfe sous de basses latitudes ; les communications sont difficiles avec l’Atlantique en train de s’ouvrir, et bloquées du côté Pacifique. Il en résulte une sursalure et le dépôt d’un puissant complexe évaporitique, présent dans tout le substratum du Nord du golfe et au Texas.

236

IV - HISTOIRE DU TEMPS

a

Bassin N-sibérien Cambrien

Sverdrup Carbonifère Zechstein Permien Moscou Dévonien

Cheshire Trias

Elk Point Dév. Williston Dév.-Jur.

Salina Sil.-Dév. Gulf Coast Jurassique

Paradox Carbonifère Delaware Permien

Keuper Trias

Hormuz Salt Range Ediacarien

Miocène Parnaibo Carbonifère

Andes Permien Crétacé

b

Bassin E-sibérien Cambrien

Bassin Canning Ord.-Sil.

3

2

1

Mc Arthur Mésoprotérozoïque

Amadeus Néoprotérozoïque

Zambie Néoprotérozoïque

Flinders Ranges Néoprotérozoïque

Rottnest Terr. Baffin Hormuz Grand Lac NW-Canada Salt Range des Esclaves Sibérie Canada Amadeus Kaapvaal Mc Arthur Australie Afrique du Sud Australie Pilbara Hormuz Fortescue Australie Australie Salt Range Sibérie

Ga 4

Bassin de Khorat Crétacé

600

500

Golfe du Mexique Zechstein Keuper Messinien

400

300

200

100 Ma

Fig. 9.23 - Episodes évaporitiques a - Situation des grands bassins évaporitiques mondiaux. b - Les grandes périodes de dépôts évaporitiques [d’après J. WARREN, © 1999, Blackwell].

255 Ma

152 Ma Zechstein

Equateur

Amérique Nord

Golfe du Mexique

Equateur

Chaîne hercynienne Amérique

Afrique Afrique

Amérique Sud

Fig. 9.24 - Episodes évaporitiques du Zechstein et du golfe du Mexique Cartes palinspastiques des épisodes évaporitiques majeurs permien du Zechstein et jurassique du golfe du Mexique. Eq = Equateur [d’après C. SCOTESE, Paleomap Project, 2001].

Et les Hommes vont admirer les cimes des monts, le vaste cours des fleuves, le circuit de l’océan et le mouvement des astres, et ils s’oublient eux-mêmes. PÉTRARQUE d’après saint AUGUSTIN

10 - APPARITION DE L’HOMME

10.1 - L’HOMME L’Homme est un animal particulier. Il appartient au cercle des grands animaux avec une taille moyenne de 1,75 m pour le mâle et 1,65 m pour la femelle. Les grands animaux sont en général représentés par un nombre assez petit d’individus et occupent un biotope assez restreint. Ce n’est pas le cas aujourd’hui de l’Homme. L’Homme en effet est un animal très pullulant ; la population mondiale atteint actuellement les 6,5 109 individus, soit environ 300 109 kg de matière vivante. C’est aussi un animal très opportuniste qui a colonisé presque tous les milieux aériens, à l’exception de l’Antarctique et de quelques archipels isolés comme Kerguelen. Il s’est adapté à tous les types d’environnements et de climats, y compris les moins accueillants, comme les forêts intertropicales (Pygmées d’Afrique, Indiens d’Amazonie), les zones péri-polaires (Eskimos, Inuits, Alakalufs), et les hauts-plateaux (Andes, Tibet). Du point de vue taxonomique, l’Homme appartient au genre Homo, représenté actuellement par la seule espèce sapiens. Le genre Homo se range dans l’embranchement des Vertébrés, qui rassemble la plupart des grands animaux actuels ; il appartient à la classe des Mammifères, apparue au Carbonifère et qui s'est développée à partir du Trias supérieur, mais qui s’est fortement diversifiée au cours du Tertiaire, et à l’ordre des Primates. Les Primates possèdent quelques caractères particuliers : un pouce opposable ; des ongles plats au lieu de griffes ; un grand recouvrement des champs visuels des deux yeux assurant une vision stéréoscopique ; une denture complète avec les quatre types de dents (incisives, canines, prémolaires, molaires), indice d’un régime omnivore ; un faible nombre de mamelles chez les femelles qui n’ont qu’un nombre réduit de petits par portée (souvent 1 seul) ; un pénis détaché de la paroi abdominale chez les mâles ; et un développement relativement important du cerveau. On en connaît actuellement 185 espèces. Les fossiles les plus anciens de primates indiscutables remontent à 55 Ma. Parmi les Primates actuels, le groupe des Hominoïdes rassemble les grands singes dépourvus de queue (Gibbon : 5 espèces ; Orang-Outang : 1 espèce ; Gorille :

238

IV - HISTOIRE DU TEMPS

3 sous-espèces ; Chimpanzé : 2 espèces ; Homme : 1 espèce) ; les Gorilles, Chimpanzés et Hommes constituent la famille des Hominidés ; Hommes et Chimpanzés forment la sous-famille des Homininés.

10.2 - ORIGINE DE L’HOMME L’horloge moléculaire permet de situer la divergence entre Homme et Chimpanzé entre 10 et 7 Ma. Les plus anciens fossiles retrouvés à ce jour, et attribués à la lignée humaine, proviennent du Tchad (Toumaï = Sahelanthropus tchadensis, entre 7 et 6 Ma) et du Kenya (Orrorin tugenensis, vers 6 Ma) (Fig. 10.1). Leurs affinités sont encore discutées ; ils semblent avoir été normalement bipèdes, comme en témoigne la position basale du trou occipital chez Toumaï, et la forme des articulations des jambes chez Orrorin. Entre 5 et 2,5 Ma, ont été caractérisées plusieurs formes attribuées à des genres différents (Australopithèques s.l., dont la célèbre Lucy ) ; elles proviennent principalement d’Afrique de l’Est et du Sud, mais une forme ("Abel" ) a été découverte au Tchad (Fig. 10.1).

Homo ergaster Paranthropus boisei Paranthropus robustus

2

Homo habilis

500 Ka

Homo rudolfensis

3

Kenyanthropus platyops 4

Australopithecus anamensis

Australopithecus africanus Australopithecus bahrelghazali “Abel” Australopithecus afarensis “Lucy”

1 Ma

1,5 Ma 5

6

7

Ma

Ardipithecus ramidus

Orrorin tugenensis

2 Ma

Sahelanthropus tchadensis “Toumai” 2,5 Ma

Fig. 10.1 - La lignée humaine

H. habilis - H. rudolfensis Homo ergaster Homo erectus

Australopithecus garhi

Moustérien Aurignacien

300 Ka

H. sapiens

Homo erectus

Acheuléen

Homo heidelbergensis 1

Pebble culture

30 Ka

Homo floresienssis

H. heidelbergensis

Homo sapiens Homo neandertalensis

0

H. neandertalensis

Les premiers fossiles, considérés comme caractérisant le genre Homo (H. habilis et H. rudolfensis), le sont notamment sur le volume de la boîte crânienne (> 500 cm3) ; ils apparaissent en Afrique de l’Est et du Sud vers 2,5 Ma et perdurent jusque vers 1,6 Ma.

Feu Cabanes

10 - APPARITION DE L'HOMME

239

10.3 - INVENTION DE L’OUTIL PALÉOLITHIQUE

5

6

15 cm

5 cm

4

10 cm

9 cm

10 cm

Les tout premiers outils ont été récoltés dans des niveaux âgés d’environ 2,5 Ma. On ignore toutefois s’ils ont été inventés par les premiers Homo ou par des Australopithèques. Il s’agit de galets sur lesquels un tranchant a été aménagé en enlevant quelques éclats (Fig. 10.2). Ils caractérisent l’industrie de la "pebble culture". Leur association avec des carcasses animales laisse à penser qu’ils ont servi à découper de la viande.

2

1

3

15 cm

Fig. 10.2 - Exemples d’industries paléolithiques (1) Galet aménagé = "pebble culture" (gisement du Barry, Bollène, Vaucluse) ; (2) Biface acheuléen des Sablons (Mormoiron, Vaucluse) ; (3) Eclat Levallois (val Molière, Vercors, Isère) ; (4) Racloir moustérien (Bau-de-l’Aubesier, Monieux, Vaucluse) ; (5) Harpon magdalénien (Grotte de la Vache, Alliat, Ardèche) ; (6) Pointe solutréenne (Abri des Harpons, Lespugue, Haute-Garonne) [d’après divers auteurs in H. DE LUMLEY Ed., 1976].

Vers 2 Ma, apparaît, toujours en Afrique orientale, une forme de plus grande taille, Homo ergaster, qui, entre 2 et 1 Ma, va se répandre dans tout l’ancien monde, en

240

IV - HISTOIRE DU TEMPS

particulier dans toute l’Afrique. En Asie, son équivalent est Homo erectus (entre 1,8 et 0,7 Ma), et en Europe et Proche-Orient, Homo heidelbergensis (entre 800 000 et 300 000 ans). Ils sont très vraisemblablement à l’origine de l’industrie du biface (industrie acheuléenne) (voir Fig. 10.2), qui se répandra très largement dans l’ancien monde à partir de 650 000 ans. D’autres primates, comme les Chimpanzés actuels, sont capables de modifier des objets de leur environnement à des fins d’utilisation (percuteur, enclume…).

10.4 - DOMESTICATION DU FEU Les premières traces de foyer, impliquant la maîtrise de la production du feu, ou en tout cas de sa conservation, remontent à 500 000 ans. Dès lors, commence à apparaître un habitat organisé autour d’un foyer ; les premières cabanes font leur apparition ; en France on les connaît, soit en aire découverte (Terra Amata à Nice), soit dans des grottes (Mas des Caves à Lunel-Viel, Caune de l’Arago à Tautavel).

10.5 - INVENTION DU DÉBITAGE LEVALLOIS Un progrès technologique majeur est effectué vers 300 000 ans (vers la fin du Paléolithique inférieur), il s’agit d’une technique qui consiste à préparer le débitage d’éclats de taille et de forme prédéfinie, dénommée "débitage Levallois", du nom du site où elle a été observée pour la première fois. Cette technique permet de fabriquer des outils de petite dimension, donc plus aisés à transporter, mais en contrepartie plus fragiles. Elle permet aussi d’optimiser l’utilisation du matériau de base des outils : quartzite, silex, obsidienne… En partant d’un même volume de matériau de base, on obtient, par cette technique, 4 à 5 fois plus de longueur de fil tranchant (Tab. 10.1). Tab. 10.1 - Longueur du fil tranchant obtenu à partir d’un nucleus de 1 kg Epoque

Age

Type d'objet

Fil (cm)

Galets aménagés

30

Bifaces

50

Eclats Levallois

200

Lames aménagées

> 700

2 Ma Paléolithique ancien 800 000 ans Paléolithique inf. 300 000 ans Paléolithique moyen 35 000 ans Paléolithique sup. 10 000 ans Néolithique

10 - APPARITION DE L'HOMME

241

10.6 - L’HOMME DE NEANDERTAL Vers 350 000 ans est apparu en Europe et Asie occidentale Homo neandertalensis ; il est d’ailleurs probablement l’inventeur du débitage Levallois. Il est très proche de l’Homme actuel, au point que l’on discute encore parfois pour savoir s’il représente une espèce différente, une sous-espèce, ou une simple variation endémique ; la tendance actuelle est de le considérer comme une espèce distincte, non seulement à cause des différences morphologiques (crâne, mâchoire, oreille interne, stature…), mais en considérant des différences au niveau de l’ADN. Vers 28 000 ans cet Homme a disparu après au moins 7000 ans de coexistence avec Homo sapiens en Europe. Les causes de cette disparition sont encore discutées. Entre-temps il a fait évoluer la technique de préparation de l’outillage vers un matériel de plus en plus sophistiqué, donnant lieu à toute la série des industries regroupées sous le terme de moustérien (voir Fig. 10.2). On sait qu’il chassait, en particulier de grands herbivores (Bovidés, Cervidés, Mammouths, Rhinocéros…), qu’il utilisait des outils emmanchés, qu’il fabriquait des vêtements et des parures (coquillages, cristaux, substances colorantes), et qu’il inhumait ses défunts.

10.7 - L’HOMME MODERNE L’Homme moderne, Homo sapiens (ou Homo sapiens sapiens si H. neandertalensis n’est qu’une sous-espèce) est présent voici 180 000 à 200 000 ans en Afrique. Le séquençage de l’ADN de l’Homme de Neandertal ferait toutefois remonter la divergence entre les deux formes aux environs de 500 000 ans. Depuis l’Afrique, l’Homme moderne a migré rapidement ; vers 100 000 il est présent au MoyenOrient, vers 40 000 ans il est en Espagne, ayant peuplé l’Europe méridionale ; vers 70 000 ans il est arrivé en Chine, et vers 50 000 en Australie. Le peuplement de l’Amérique n’est intervenu que vers 15 000 ans, lorsqu’il a été possible de traverser le détroit de Bering sans que la navigation soit trop longue. Il a donc été contemporain, et sans doute concurrent, de l’Homme de Neandertal. Cet Homme a également fait progresser la technologie de confection des outils vers des objets de plus en plus fins, de plus en plus adaptés à une fonction déterminée, et de plus petites dimensions, et utilisant aussi un choix beaucoup plus varié de matériaux (os, dents, corne, bois…). Ces industries sont regroupées sous le type aurignacien, avec de nombreuses variations locales (Châtelperronien, Solutréen, Gravettien, Magdalénien, Azilien…) (voir Fig. 10.2). Cet Homme est l’inventeur de l’expression symbolique ; gravures, sculptures, peintures apparaissent vers 40 000 ans ; ainsi les premiers dessins de la grotte Chauvet remontent à 36 000 ans. Tout comme son proche cousin l’Homme de Neandertal, Homo sapiens a pratiqué l’inhumation de ses défunts et, sans doute, une forme de culte des ancêtres. Il est toutefois resté un prédateur au premier degré en ce qui concerne sa subsistance qui résultait de la chasse et de la cueillette.

242

IV - HISTOIRE DU TEMPS

10.8 - INVENTION DE L’AGRICULTURE L’agriculture est apparue au niveau de divers centres de diffusion à différentes époques. Son invention constitue une étape majeure de l’évolution de l’Homme, qui passe de l’état de prédateur (chasseur - cueilleur), dépendant des ressources locales en gibier et en végétaux, à celui d’agriculteur, capable d’adapter les productions animale et végétale à ses besoins. Cette découverte a de multiples conséquences. Elle conduit à la sédentarisation des groupes humains. Elle induit une forte croissance de la population. Celle-ci s’organise en villages, au sein desquels se développent une spécialisation des tâches et une organisation politique. Cette période correspond au Néolithique. Le plus ancien des centres de développement et de rayonnement se situe au MoyenOrient, où l’agriculture apparaît vers le 11e millénaire (Fig. 10.3). Dans cette région, vers 10 500 AC, apparaissent les premiers habitats groupés (villages), où l’on cultive le blé, l’orge, les pois, les lentilles, le lin, et où l’on élève des chèvres, moutons, bœufs, porcs, ânes et chiens. Depuis ce foyer moyen-oriental, les techniques diffusent vers le domaine méditerranéen (10 000 à 7500 AC), où, un peu plus tard, seront domestiqués la vigne, l’olivier, le figuier et le palmier dattier, ainsi que vers l’Egypte et l’Inde (vers 7500 AC), puis vers l’Europe et l’Afrique (6000 AC), où de nouvelles formes seront domestiquées (mil, dromadaire vers 3000 AC). 6000 7500

7200 7000

8000

7800

7900

7200

10 500

8100 9800

8600

7400 7700

10 300

8000 8800

10 000

Fig. 10.3 - Diffusion de l’agriculture en Méditerranée et en Europe

Un deuxième centre ancien se situe en Nouvelle-Guinée (vers 10 000 AC) avec la culture du taro, et peut-être la domestication du porc ; de là l’agriculture rayonnera dans tout le Pacifique. Vers 9000 AC, et jusque vers 4000 AC, l’agriculture se développe en Amérique centrale (Sud-Mexique et Guatemala) ; cette région se caractérise par la culture du maïs, du haricot, du coton, de la courge, du piment, de l’avocat, et l’élevage du canard et du dindon. La diffusion se fera vers 4000-3000 en Amérique du Nord (culture de l’ansérine, de la petite orge, du tournesol, de la renouée, du sureau). Un autre foyer se développe en Amérique du Sud, entre 8000 et 6000 AC,

10 - APPARITION DE L'HOMME

243

avec la domestication de la pomme de terre, de l’ocà, de la quiñoa, du lupin, du cobaye et des lamas. Vers 8500 AC un foyer apparaît en Chine, peut-être relié au foyer du Moyen-Orient ; il se caractérise par la culture du blé, du millet, du chou, du soja, de la ramie (textile) et du riz, et l’élevage du porc et de la poule.

4000-3000

8500

courge, ansérine, sureau, tournesol, renouée, petite orge

millet, chou, riz, soja, ramie, poule, porc, bœuf

9000-4000 maïs, courge, haricot, coton, piment, avocat, dindon, canard

8000-6000 pomme de terre, ocà, quiñoa, lupin, cobaye, lama, alpaca

10 000-9000 blé, orge, pois, lentilles, chèvre, mouton, porc, bœuf, âne

10 000 taro, porc (?)

Fig. 10.4 - Les foyers de l’agriculture dans le monde [d’après les données de L. ROUDART et M. MAZOYER, 1997 ; J. VIGNE, 2004]

Parallèlement se sont développées des techniques destinées à faciliter le travail de la terre (inventions de l’araire et de la charrue), à assurer la conservation et le transport des produits (céramique et terres cuites), et à permettre le transport de grandes quantités (invention de la roue) (Fig. 10.5 ci-après). Aucun de ces inventeurs de génie n’a laissé de nom à la postérité.

10.9 - INVENTION DE LA MÉTALLURGIE L’utilisation du métal a concerné au début des métaux existant à l’état natif (or, argent, cuivre) employés comme ornements. Ensuite l’Homme a découvert qu’il était possible d’extraire le cuivre des minerais oxydés (cuprite) et carbonatés (malachite), grâce à une métallurgie simple (le cuivre fond à 1084 °C). Puis il a mis au point une métallurgie plus complexe pour l’obtenir à partir des minéraux sulfurés (chalcopyrite, pentlandite). La civilisation du cuivre s’est développée vers 4500 AC au Moyen-Orient (Fig. 10.6), gagnant le domaine méditerranéen vers 3000 AC, et de là, assez rapidement, le reste de l’ancien monde (Europe, Asie, Afrique), arrivant au Sahel vers 1000 AC. Pendant que s’effectuait cette diffusion du cuivre dans l’ancien monde, un nouveau progrès technologique voyait le jour vers 3000 AC au Moyen-Orient, sur les HautsPlateaux iraniens ; il s’agit de l’invention du bronze (alliage de cuivre et d’autres éléments). Le cuivre est un métal assez mou, qui s’écrouit facilement et devient cassant à l’usage, ce qui n’est pas très favorable à la fabrication d’objets résistants, en particulier des armes.

244

Moyen-Orient

Méditerranée

Europe

Egypte

0

Alphabet

Fer

Fer – 2000

– 4000 – 5000

Bronze

Cuivre Villages

Ecriture Villes (Sumer) Cuivre

Ecriture

– 6000 – 7000

Ecriture Fer

Pacifique Fer Irrigation Bronze Villages Agriculture (Japon)

Cuivre

Villes

Or Argent

Villages Villes

Villes (Indus) Villages Cuivre

Villages Céramique

Céramique

Agriculture

Céramique Irrigation Domestication

Agriculture

Villages Agriculture

Agriculture Céramique Agriculture

Agriculture Agriculture

Villages Agriculture

Céramique Domestication Céramique (Japon) Agriculture (N. Guinée)

Sédentarisation (Palestine) Domestication

Fig. 10.5 - Cadre chronologique du Néolithique

IV - HISTOIRE DU TEMPS

– 10 000

Ecriture Pyramides

Céramique

– 8000 – 9000

Amérique Centrale Sud

Céramique Céramique

Céramique Irrigation Villages (Anatolie)

Inde

Ecriture Bronze Irrigation

Cuivre Pyramides

– 3000

Chine

Fer Cuivre

Fer

– 1000

Afrique Sahel

10 - APPARITION DE L'HOMME 2000

245

Fe

1000

Fe

Br

Fe

Fe

Fe

0

Fe 1000 AC

Cu Br Sn

Or

Br Sn

Br As

2000 AC

Br

Br

Br Sn

Br As

Cu 3000 AC

Or

Cu

Br As

Cu

Cu

Or

Or Or

Cu

4000 AC

Or 5000 AC

6000 AC

7000 AC

8000 AC

Amérique Sud

Europe

Egypte

Moyen-Orient

Inde

Chine

Fig. 10.6 - L’invention de la métallurgie L’apparition de la métallurgie est diachrone dans le monde. Elle a débuté par l’utilisation du cuivre, puis du bronze (d’abord de bronzes à l’arsenic BrAs), puis de bronzes à l’étain (BrSn), et enfin du fer. Dans l’ancien monde, il est vraisemblable que les techniques ont diffusé depuis le Moyen-Orient ; ce n’est pas le cas en Amérique du Sud, où les métallurgies du cuivre et du bronze ont été développées indépendamment ; en revanche le fer y est arrivé avec les conquistadors [d’après P. ROUTHIER, 2000].

Le bronze est beaucoup plus résistant, encore que cassant sous le choc, et permet de fabriquer des armes solides. Les premiers bronzes sont des alliages de cuivre et d’arsenic (voir Fig. 10.6), et ont sans doute été découverts fortuitement, en traitant des minerais arséniés (comme l’arsénopyrite) qui sont fréquents ; les métallurgistes de l’époque ont certainement remarqué que leurs produits étaient plus résistants que le cuivre classique. Le bronze classique, alliage de cuivre et d’étain, est apparu peu après (voir Fig. 10.6). Le développement de la métallurgie du bronze a gagné très vite le monde méditerranéen et la Chine, et a atteint l’Europe du Nord en 2000 AC. En Amérique du Sud, où existent les plus grands gisements de minerais de cuivre du monde, la métallurgie du bronze verra le jour indépendamment vers 800 AC, alors que l’or et l’argent y étaient en usage depuis au moins 1500 AC. Vers 1500 AC, une peuplade caucasienne, les Hittites, met au point la métallurgie du fer (voir Fig. 10.6). Le fer est un élément assez abondant sur Terre. C’est l’un des huit éléments les plus abondants de la croûte terrestre, sans parler de son abondance dans le manteau ou le noyau, mais présent sous forme de composés (oxydes, sulfures, silicates) ; le fer natif est très rare (souvent météoritique). C’est un métal très

246

IV - HISTOIRE DU TEMPS

résistant au choc et en même temps assez facile à travailler à chaud. Sa métallurgie nécessite toutefois des fours à haute température (il fond à 1540 °C), et donc une technologie plus sophistiquée que celle du bronze. Mais les avantages étaient tels, en particulier en ce qui concerne l’armement, que la diffusion a été rapide dans le monde méditerranéen et ailleurs (1300 AC en Inde, 1200 AC en Chine, 1000 AC en Europe du Nord). Au début cependant c’était une rareté ; ainsi la tombe de TOUTANKHAMON (1335-1326 AC), célèbre par son trésor en or, renferme un "objet précieux" en fer, cadeau du souverain hittite de l’époque.

10.10 - INVENTION DE L’ÉCRITURE L’invention de l’écriture marque une nouvelle étape majeure de l’évolution de l’Homme. L’invention vient d’Uruk, ville état du pays de Sumer, aujourd’hui Warka à mi-chemin entre Bagdad et la côte du Golfe. C’est dans cette ville que, vers 3200 AC, apparaissent de petites tablettes d’argile cuite, marquées de signes représentant des objets plus ou moins schématisés : épis, têtes de bétail, parties du corps… On suppose que ces premières tablettes ont une valeur comptable ; il s’agit de conserver une mémoire fidèle de la production, de transactions commerciales, ou de contrats (de location, de vente, de fermage). Ces signes sont des pictogrammes (Fig. 10.7). Très rapidement ces tablettes ont dépassé le statut d’archives, pour acquérir celui de moyen de communication. Le code mémoire, créé par un groupe restreint pour un usage privé d’archives, a été communiqué et a pu être compris par un plus grand nombre. On dénombre ainsi un millier de signes dénommés pictogrammes, car ils représentent directement des objets. Mais, en dépassant le stade de moyen d’archivage pour devenir moyen de communication, l’écriture a véhiculé des idées et des concepts. Représenter ces concepts a nécessité d’associer les signes ; ainsi, par exemple, le concept de boire a été représenté par l’association de deux pictogrammes : l’un représentant la tête (la bouche) et l’autre l’eau ; celui de manger, par les pictogrammes : tête et pain [J. BOTTERO et al., 2004]. Les pictogrammes sont devenus des idéogrammes. La langue sumérienne, dont l’origine est inconnue, est une langue agglutinante, caractérisée par des mots essentiellement monosyllabiques, en tout cas en ce qui concerne tout ce qui a trait à la vie courante. Ainsi à chaque mot correspondait un son simple ; il a donc été facile de faire correspondre à chaque pictogramme un son, ou un groupe de sons, particulier. Les idéogrammes sont devenus des phonogrammes, représentant des sons. L’écriture des choses est devenue une écriture des mots. Ceci a été réalisé en moins de deux siècles. Cette transition a été favorisée par une circonstance exceptionnelle : la cohabitation, pas toujours pacifique, de deux peuples, sumérien et akkadien. Les Akkadiens étaient un peuple sémitique, dont l’origine se situe probablement dans l’actuelle Arabie Saoudite. La langue akkadienne est une langue flexionnelle ; les mots y sont pluri-syllabiques pour l’essentiel, et soumis à des déclinaisons selon leur fonction grammaticale. Les Akkadiens ont adopté les idéogrammes sumériens pour transcrire leurs mots de manière pure-

10 - APPARITION DE L'HOMME

247

ment phonétique (Fig. 10.7). Ainsi, par exemple, un mot comme le combat, tamhara en akkadien, s’est écrit avec trois signes signifiant mari - poisson - frapper en sumérien (dam + ha + ra) [J. BOTTERO et al., 2004]. Les phonogrammes n’ont désormais plus aucun rapport avec les objets qui sont à leur origine. Par la suite les signes ont été de plus en plus schématisés. Les lignes courbes sont difficiles à tracer dans l’argile fraîche avec une pointe de roseau (calame), et surtout difficiles à conserver au séchage ou lors de la cuisson des tablettes. Elles ont été remplacées par des bâtonnets. La trace du calame entraîne une dissymétrie pour ces bâtonnets ; l’extrémité où s’est enfoncé le calame est plus large que la sortie, donnant l’image d’un clou, d’où la dénomination d’écriture cunéiforme (Fig. 10.7). Tête

Main

Pied

Poisson

Oiseau

Roseau

Son sumérien

sag

shu

du, gub tum, gin

ha

nam

gi

Son akkadien

sak, sag, shak, rish, ris

shu, qad, qat

du, tu, kub, gub qub

ha

nam, sim

gi, ge ki, ke qi, qe

vers 3200 AC

vers 2500 AC

vers 1800 AC

vers 1100 AC

vers 750 AC

vers 600 AC

Ma (cheval)

Fig. 10.7 - Ecriture L’écriture, inventée par les Sumériens, est d’abord idéographique, puis constituée de bâtonnets tracés avec une pointe de roseau dans de l’argile fraîche (cunéiforme) ; les cunéiformes ont été basculés de 90° en sens anti-horaire par rapport aux idéogrammes ; les signes tendent à se simplifier avec le temps [d’après J. BOTTERO et al., 2004]. Un même type d’évolution caractérise l’écriture chinoise : exemple du son "Ma" (cheval).

248

IV - HISTOIRE DU TEMPS

A l’origine les textes étaient souvent écrits verticalement ; le passage à des textes écrits systématiquement horizontalement a entraîné le basculement des signes, en général vers la gauche (écriture de gauche à droite) (voir Fig. 10.7), parfois dans l’autre sens (écriture de droite à gauche), ou des deux côtés (écriture alternant les lignes gauche - droite et droite - gauche = boustrophédon). Tout cela a été réalisé à la fin du 3e millénaire AC. On peut penser aussi que c’est vers cette époque que la technique a cheminé jusqu’en Extrême-Orient par l’Asie centrale, aboutissant au développement de l’écriture chinoise, attestée dès le 2e millénaire, et qui est demeurée purement idéographique jusqu’à nos jours. A peu près à la même époque, l’écriture s’est développée en Egypte suivant un cheminement parallèle : pictogramme - idéogramme - phonogramme. Toutefois l’utilisation de supports différents des plaques d’argiles, dalles gravées ou peintes, puis papyrus peints, a permis de maintenir très longtemps la forme primitive des signes hiéroglyphiques. Plus tard, vers le IIIe siècle de notre ère, l’écriture s’est aussi développée suivant le même schéma en Amérique centrale (Mexique, Guatemala), sans gagner l’Amérique du Sud, où un moyen de communication et d’archivage très différent et très original, fondé sur des cordes à nœuds (qipu), sera mis en service dans l’empire Inca à partir du XIIIe siècle de notre ère.

10.11 - INVENTION DE L’ALPHABET L’étape décisive suivante est l’invention de l’alphabet. Elle se produit au XVe siècle AC, dans la région du Levant (Liban, Syrie, Israël, Palestine, Jordanie, Sinaï). Le système picto-idéographique nécessite un très grand nombre de signes (50 000 en chinois). Il n’est praticable que par un petit nombre d’individus, et n’est maîtrisable qu’au prix d’un temps d’étude important. Les scribes à Sumer et en Egypte, et les lettrés en Chine ancienne, représentent ce petit monde. Une telle situation tend à freiner le développement de la communication. L’invention de l’alphabet va faire sauter ce blocage. Elle consiste à remarquer qu’il existe deux types de sons : les sons sonnants (les consonnes) et les sons modulants ou vocaux (les voyelles), et à s’apercevoir que tous les sons sont construits, et donc peuvent être rendus, par un petit nombre de sons consonants et vocaux élémentaires. Ainsi les syllabes résultent de l’association d’un son sonnant et d’un son vocal. Il suffit donc de séparer dans les sons la partie sonnante et la partie modulante ou vocale, et de définir un petit nombre de phonogrammes consonants et vocaux dont l’association rendra les syllabes. C’est cette découverte qui a été codifiée par les Levantins et propagée par certains d’entre eux, les Phéniciens, au XIVe siècle AC (Fig. 10.8). La simplification est d’importance puisque, avec 20 consonnes et 8 voyelles, mais seulement 26 signes puisque 3 des voyelles sont rendues par des diphtongues (oi, ou, ai et ses variantes é, è, ê), on peut construire 320 sons différents, donc autant de syllabes distinctes. L’arrangement des syllabes deux à deux, ou trois à trois (jusqu’à 10 en français !) permet un très grand nombre de variations (3202 = 102 400, 3203 = 32 762 000…,

10 - APPARITION DE L'HOMME

249

potentiellement jusqu’à 32010 !), à comparer avec les 50 000 signes chinois. A noter que ce système permet également de rendre les sons longs, en doublant les lettres ; d’autres alphabets, sanscrit par exemple, comportent des signes différents pour les sons longs et courts. Latin

Grec

Phénicien

Ougaritique

Latin

Grec

Phénicien

Ougaritique

Fig. 10.8 - Les premiers alphabets L’alphabet le plus ancien provient d’Ugarit (près de l’actuelle Lattaquieh, Syrie) ; il remonte au XIVe siècle AC, et conserve une graphie cunéiforme ; à peu près à la même époque, milieu du XIIIe siècle AC, une graphie moderne, qui préfigure l’alphabet grec, est employée à Byblos (Phénicie, actuellement au Liban). L’alphabet grec est codifié, et diffusé largement vers le VIIe siècle AC, et l’alphabet latin vers le e II siècle AC.

L’invention de l’écriture caractérise le passage de la Préhistoire à l’Histoire. Désormais il existe une mémoire pensée du temps. Cette invention marque la fin du monopole de l’enregistrement du temps par les roches, encore que celles-ci aient toujours servi de support physique au message mémorisé (stèles gravées, tablettes d’argile). De nos jours encore, comme tout au long de l’histoire, c’est à la pierre que l’Homme confie les messages qu’il veut transmettre avec quelque solennité.

250

IV - HISTOIRE DU TEMPS

Quaternaire H. erectus

H. neandertalensis H. sapiens Agriculture

Feu Cabanes PLEISTOCENE

1,806

1,5

HOLOCENE

1

Phanérozoïque 541-0

Angiospermes

Oiseaux

0,0118

0,5

Homme

Mammifères

Cénozoïque 65,5-0

Reptiles

Gymnospermes

Plantes aériennes 359 444

485 Fougères

s

o

b

d

Crise KT 145 100 c n j

Crise PT 201 299 t r hh

Crise messinienne

Crise KT e

pa

33,9

56,0

66 Ma

252 Ma

p q m g 23,03 5,332 1,806

Vie en milieu aérien

419

541 Ma Premières coquilles Au

I

S

541 Ma

An L

B

K

L C

Au

Mz Cz

Pz

Az

S

Aw B

Rodinia

B L

z

1 Ga

Pt

Am

Ams

Columbia

Af

Icartien 2

B

Méïose 1,8

L

B

H

K

H HO

2,5 Ga

Au

G Ams

H

Cholestanes 2,1

I An

Au

Pangée

Vendia

Cz : Cénozoïque Mz : Mésozoïque Pz : Paléozoïque Ptz : Protérozoïque

10 Ga

Archée

n

Kenorland

Af

I

Formation des galaxies

Gunflint

Ur 3,5

13,7 Ga Origine de l'Univers Plus anciens stromatolites 3,8 Plus anciennes roches 4,2 Plus anciens zircons 4,4

4,6 Ga Naissance du Système Solaire 5 Ga

Fig. 10.9 - Le déroulement du temps Les roches ont servi de support enregistreur pour à peu près 1/3 de l’histoire du temps, encore que les éléments chimiques qui les composent aient été engendrés pour l’essentiel antérieurement à la naissance du système solaire. On a choisi de représenter un petit nombre d’événements remarquables. Crise PT = extinction de la fin du Permien ; crise KT = extinction de la limite Crétacé - Paléocène ; b = Cambrien ; o = Ordovicien ; s = Silurien ; d = Dévonien ; h = Carbonifère ; r = Permien ; t = Trias ; j = Jurassique ; n = Crétacé inférieur ; c = Crétacé supérieur ; pa = Paléocène ; e = Eocène ; g = Oligocène ; m = Miocène ; p = Pliocène ; q = Quaternaire.

EXERCICES ET CORRIGÉS Les exercices proposés proviennent de sujets d’examen ou de partiels proposés à différents niveaux : ` en L2T : 2e année de licence de la filière Sciences de la Terre (T). ` en L3BG : 3e année de licence de la filière Enseignement des Sciences de la Vie et de la Terre (BG). ` en M1BG : 1re année de master de la filière Enseignement des Sciences de la Vie et de la Terre (BG). Les affleurements des Alpes françaises et de la chaîne des puys avaient été préalablement observés par les étudiants au cours de stages de terrain avant de faire l’objet d’un sujet d’examen.

ENONCÉS 1 - L’ARMENTIER Niveau L3BG La figure est une coupe inspirée de la région de l’Armentier (Bourg d’Oisans). La seule différence avec la coupe réelle est que les basaltes sont absents ou très réduits à l’Armentier. Les terrains observés sont, du plus ancien au plus récent : ` Socle hercynien : roches métamorphiques (gneiss et amphibolites) à quartz, feldspath alcalin (microcline : KAlSi3O8), biotite {K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH,F)2}, muscovite {KAl2(AlSi3O10)(OH,F)2}, amphibole (hornblende verte {NaCa2(Mg,Fe,Al)5(Si6Al2O22) (OH)2} et grenat (Ca3Al2Si3O12). Les conditions de pression (p) et température (T ) lors du métamorphisme ont atteint de l’ordre de p = 5 kilobars (ou 0,5 gigapascals) et T = 550 à 600 °C. La foliation montre un pendage assez fort (50°) vers le NNW. ` Trias supérieur (entre 237 et 201,3 Ma) : de la base au sommet dolomies et grès charbonneux à débris végétaux (Equisetum) en violet foncé, puis dolomies rousses à stromatolites (rose) et enfin basaltes en pillow lavas (noir). Les Equisetum sont des végétaux de terrains humides à marécageux, ressemblant aux prêles actuelles. La série a subi un faible métamorphisme alpin qui a fortement modifié les basaltes dont la minéralogie originelle n’est pas conservée, sauf pour quelques rares pyroxènes (Ca2FeMgSi4O12), on parle de spilites à leur propos.

252

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS NNW

SSE

1800

1600

1400

1200

1000

800

500 m

Trias supérieur

Chevauchement Faille normale

Sinémurien

Hettangien

Socle hercynien

` Hettangien (entre 201,3 et 199,3 Ma) : calcaires dolomitiques gris clair, on y a récolté un moule d’ammonite (Psiloceras planorbis) ; cette série a également subi le faible métamorphisme alpin. ` Sinémurien (entre 199,3 et 190,8 Ma) : alternances de lits calcaires (15 à 20 cm d’épaisseur) et de lits de marnes (10 à 20 cm d’épaisseur, exceptionnellement 50 cm) ; on y observe des ammonites (Arietites bucklandi) ; cette série a également subi le faible métamorphisme alpin qui se traduit par l’apparition de toutes petites muscovites dans les lits marneux. Les conditions de pression et de température sont de l’ordre de p = 3 kilobars (ou 0,3 gigapascals) et T = 350 °C. Elle a été plissée et écaillée lors de l’orogenèse alpine ; un banc marneux épais a servi de niveau de chevauchement. 1 - Reconstituer les étapes de l’évolution qui a conduit à la structure observée. 2 - Le métamorphisme hercynien a été daté aux environs de 380 Ma ; par quelle(s) méthode(s) ? 3 - Même question pour le métamorphisme alpin daté aux environs de 20 Ma. 4 - D’autres formations sont-elles susceptibles de fournir des datations ?

2 - BARLES, RUISSEAU DU CHÂTEAU Niveau L3BG La figure représente une coupe (un peu simplifiée) observée dans le «ruisseau du château», 500 m à l’ouest du village de Barles (région de Digne, Alpes de haute Provence).

EXERCICES ET CORRIGÉS

253

N

S l2

l1 t10

t9

l5-7 l1

l2 l3 l4 j1

t9

t10

l1

10 m

l2

l3

10 m

Les formations rencontrées sont : j1 : marnes grises avec bancs de calcaires à Cancellophycus (il s’agit de traces fossiles en forme de coup de balai) ; ces niveaux contiennent des ammonites du Jurassique moyen : 174,1-170,3 Ma ; l5-7 : calcaires à rognons de silex à rares ammonites du Toarcien-Aalénien : 182,7-170,3 Ma ; l4 : calcaires marneux en plaquettes à Amaltheus (Paltopleuroceras) spinatum (ammonite du Domérien = Pliensbachien supérieur) : 186,0-182,7 Ma ; l3 : calcaires gris finement lités à Amaltheus (Paltopleuroceras) margaritatum (Ammonite du Carixien = Pliensbachien inférieur) : 190,8-186,0 Ma ; l2 : calcaires noduleux en bancs de 30 cm séparés par des joints argileux ; la base des bancs montre de très nombreuses huîtres (Liogryphea arcuata) ; au sommet de cette série on observe un niveau à grains de glauconie ; à quelques kilomètres plus au sud (à Digne), ce niveau contient de très nombreuses Ammonites (Arietites (Coroniceras) bucklandi) du Sinémurien : 199,3-190,8 Ma. l1 : dolomies massives («dolomies du Château») ; ces niveaux ne montrent pas de fossiles autres que des structures stromatolitiques ; on leur attribue un âge Hettangien : 201,3-199,3 Ma. t10 : marnes, marno-calcaires et grès calcaires à Rhaetavicula contorta (il s’agit d’une petite huître) et algues calcaires du Rhétien : 209,5-201,3 Ma. t9 : marnes rouges à lentilles de gypse, attribuées au Trias supérieur (Keuper) : 237,0-201,3 Ma.

254

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

Le gypse est un minéral très tendre (2 sur l’échelle de dureté) de formule : CaSO4, 2H2O. La glauconie est un minéral argileux vert, proche des micas, de formule : (K,Na)2(Fe3+,Fe2+,Al,Mg)4{Si6(Si,Al)2,O20}(OH)4 1 - Reconstituer les étapes de l’histoire géologique enregistrée par cette coupe. 2 - Discuter l’attribution à l’Hettangien des dolomies du Château. 3 - Peut-on envisager d’obtenir une datation absolue sur cette série ? Par quelle méthode ? Sur quel matériel ?

3 - CUSCO Niveau L2T Les documents sont constitués d'une carte géologique de la région de Cusco (Perù), d'une coupe géologique suivant le tracé AA’ et d'un tableau de mesures isotopiques Rb/Sr sur le granite de Huanoquite. 6 km Chinchero

N Pisac

Koricancha

CUSCO

Huayllabamba A‘

Puquin

Huambutio Punacancha Huancanpay Huanoquite Andahuaylillas A Paruro SW

Huanoquite

San Juan de Quihares

Punacancha

NE 5000 m

0

A

10 km

A’

EXERCICES ET CORRIGÉS

255 Légende commune à la carte et à la coupe

Quaternaire récent (< 100 000 ans) : sables, limons, alluvions Pliocène et Quaternaire ancien (5,3-0,1 Ma) : sables Miocène (23-13 Ma) : grès et conglomérats Oligocène (34-25 Ma) : grès jaunes fluviatiles Paléocène-Eocène inférieur (66-47 Ma) : grès et marnes rouges à characées et ostracodes Crétacé supérieur (100-75 Ma) : gypses et marnes

N° échantillon

Crétacé inférieur (145-100 Ma) : grès à Ammonites Permien-Trias-Jurassique (250-145 Ma) : roches volcaniques et volcanosédimentaires Paléozoïque ante-permien (440-280 Ma) : grès, calcaires (à Foraminifères) et pélites Granite de Huanoquite Laves quaternaires (andésites shoshonitiques)

Faille

Epicentre du séisme de Cusco 1988

Granite Huanoquite HU 276 HU 279

HU 273

———————————————————————————————— 87 86

Rb/ Sr Sr/86Sr

1,44 ± 0,02 0,7083

87

1,51 ± 0,02 0,7086

9,46 ± 0,07 0,7117

Q 87Rb = 1,42.10–11 [d'après V. CARLOTTO-CAILLAUX, 2002]

1 - Reconstituer la succession des événements géologiques dans la région de Cusco. 2 - Quel est l’âge du granite de Huanoquite ? 3 - Quelles observations complémentaires de terrain pourrait-on effectuer pour le dater en l’absence de données géochronologiques ? 4 - Quand les failles de Paruro, San Juan de Quihares et Koricancha-Cusco ontelles fonctionné ?

4 - DIGNE, BARRE DE CHINE Niveau M1BG La figure est une coupe de la barre de Chine sur le territoire de Barles dans la région de Digne. Elle comporte : 1 : une coupe schématisée de la structure couronnée par la barre de Chine ; 2 : un schéma de détail de la structure de la barre de Chine entre les points X et X’, un certain nombre de structures de détail (notées de A à F) ont été repérées , 3 : un schéma de détail d’un pli mineur situé sous la barre (point F sur le schéma 2), les symboles s caractérisent des schistosités.

256

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS Chine

Petite Cloche g ns

X

SSW

X’

NNE

ni

1500 m

js jms

1000

l t

X

0

2 km

1

X’ NNE

SSW B

A

100 m

E

D

C

F Lit marneux Lit marno-calcaire s1

s2

10 cm

g : molasse rouge : marnes gréseuses et marnes rouges à Gastéropodes continentaux : Oligocène à Miocène basal (33-20 Ma) ; ns : marnes grises à ammonites : Aptien-Albien (126,3-100,5 Ma) ; ni : marno-calcaires gris clair à ammonites, bélemnites, oursins : Berriasien à Barrêmien (145,0-126,3 Ma) ; js : calcaires clairs lithographiques à ammonites et nanofossiles (calpionelles) : Kimméridgien-Tithonien (157,3-145,0 Ma) ; jms : marnes et marno-calcaires gris sombre à ammonites : Bajocien à Oxfordien (170,3-157,3 Ma) ; l : calcaires plus ou moins marneux ou dolomitiques à ammonites, lamellibranches : Lias (201,3-174,1 Ma) ; t : argilites, évaporites, dolomies, calcaires gréseux microbréchiques à Avicula contorta (lamellibranche) au sommet : Carnien à Rhétien (237,0-201,3 Ma). 1 - Reconstituer l’histoire géologique de la région. 2 - Caractériser la structure générale. 3 - Toutes les déformations tectoniques aux diverses échelles (A à F) sont-elles compatibles entre elles et avec la structure générale ? 4 - Préciser dans quel(s) régime(s) tectonique(s) cette structure a pu se mettre en place.

EXERCICES ET CORRIGÉS

257

5 - MICROFRACTURES DANS LES POUZZOLANES DU VOLCAN DE LEMPTÉGY Niveau L3BG La figure est une photographie «habillée» des dépôts pyroclastiques du puy de Lemptégy (volcan à ciel ouvert, chaîne des puys, Puy-de-Dôme). Brèche de nuée ardente (BNA)

W W

E

A

Tuf trachytique trachytique (TT) (TT) Tuf C

TB3

TB2

F3 TB1

Tufs basaltiques

F1

F2

F5 F6

F8

F7

F4

B

Zone masquée par les déblais de carrière

1m

BNA : brèche de nuée ardente, datée à 8200 ans. Elle provient du puy Chopine, situé à 1250 m au NE du volcan de Lemptégy ; elle renferme des fragments de charbon provenant de végétaux brûlés par la nuée ardente (point A sur l’image) ; TT : tuf trachyandésitique, provenant du puy de Côme, situé à 2500 m au SSW du volcan de Lemptégy, et daté entre 16000 et 11600 ans par themoluminescence sur des quartz de xénolithes (point C sur l’image) ; TB (1-2-3) : niveaux fins de tufs basaltiques intercalés dans des niveaux un peu plus grossiers ; TB1 et 2 proviennent du volcan de Lemptégy lui-même ; TB3 est attribué au volcan du puy des Gouttes, situé à 1 km au NE. Tous sont datés aux environs de 30 000 ans par themoluminescence sur des quartz inclus dans les tufs (point B sur l’image). 1 - Reconstituer la succession des événements. 2 - Comment a-t-on pu dater la nuée ardente ?

258

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

6 - LE LUBERON Niveau L2T Les figures sont constituées d'une carte et d'une coupe géologique du Luberon. X

N Bassin de Buoux

1125 m Montagne du Grand Luberon

Bassin de Cucuron

Bassin de Cadenet X’

La Q

Dur

anc

e

Qw

TM

Qr

LS

Ol I

Qm

Bu

U

BV

P

Ol S

H

5

5 km

Oligocène

Langhien-Serravallien

Hauterivien Berriasien-Valanginien

Albien-Cénomanien Aptien sup.

«Urgonien» Barrêmien-Aptien inf.

4 km

SSE

Jurassique moyen-sup.1

Jurassique sup. 2

Bassin de Cadenet

[d’après Carte géologique du Parc Naturel Régional du Luberon au 1/100 000, L. MOUTIER et C. BALME, © 1997, BRGM]

Burdigalien

Tortonien-Messinien

Paléocène

Montagne de Luberon Bassin de Buoux Bassin de Cucuron Karst du Coulon

Bassin de Roussillon

NNW

200 m

1200 m

EXERCICES ET CORRIGÉS 259

260

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

Jurassique inférieur et moyen supérieur 1 (174,1-157,3 Ma) : série essentiellement marneuse avec quelques niveaux calcaires, à fossiles marins (ammonites, bélemnites, lamellibranches). Jurassique supérieur 2 (157,3-145,0 Ma, incluant le Berriasien inférieur) : calcaires lithographiques clairs (faciès tithonique) à ammonites et nanofossiles (calpionelles). Berriasien-Valanginien (BV sur la carte) (145,0-133,9 Ma) : marnes et marno-calcaires à ammonites, bélemnites, lamellibranches, oursins, avec une intercalation calcaire du Valanginien supérieur. Hauterivien (H) (133,9-130,8 Ma) : calcaires et calcaires argileux à ammonites, bélemnites, oursins. Urgonien (U), Barrêmien-Aptien inférieur (130,8-120,0 Ma) : calcaires à silex bioclastiques à foraminifères benthiques, suivis de calcaires à rudistes. Aptien supérieur (120,0-113,0 Ma) : calcaires argileux et marnes bleues à ammonites. Albien-Cénomanien (113,0-93,9 Ma) : grès verts glauconieux. Paléocène (66,0-56,0 Ma) : sables argileux bariolés. Oligocène (Ol I et Ol S) (41,2-23,03 Ma, incluant l’Eocène supérieur) : Ol I : sables rouges et blancs, argiles sableuses, brèches, gypses. Ol S : sables glauconieux suivis de calcaires et argiles à cyrènes (lamellibranche), puis d’alternances de marnes et calcaires lacustres incluant un niveau de lignite. Burdigalien (Bu) (20,44-15,97 Ma) : grès calcaire grossier et marnes sableuses à Pecten. Langhien-Serravallien (LS) (15,97-11,63 Ma) : sables et grès calcaires marins. Tortonien-Messinien (TM) (11,63-5,33 Ma) : marnes, sables et grès calcaires à fossiles marins (molasse de Cucuron et de Cabrières-d’Aigues), suivis de brèches et poudingues continentaux. Pliocène (P) (5,33-2,59 Ma) : conglomérats de Valensole. Quaternaire (Q, Qw, Qr et Qm : entre 480 000 ans et l’actuel) : sables et argiles à lits de galets formant des terrasses fluviatiles. Q représente les terrasses récentes (< à 10 000 ans). Qw représente celles qui sont contemporaines de la glaciation de WÜRM (entre 120 000 et 10 000 ans), Qr celles contemporaines de la glaciation de RISS (entre 240 000 et 180 000 ans) et Qm celles contemporaines de la glaciation de MINDEL (entre 480 000 et 430 000 ans). Tous ces terrains renferment des débris charbonneux. Les niveaux Qw contiennent de rares outils préhistoriques. 5 (sur la carte) : intrusion de lherzolite (roche grenue à olivine et pyroxènes). La glauconie est un minéral argileux vert, proche des micas, de formule : (K,Na)2(Fe3+,Fe2+,Al,Mg)4{Si6(Si,Al)2,O20}(OH)4 1 - Reconstituer la succession des événements géologiques dans le Luberon. 2 - Comment dater les terrasses fluviatiles ? 3 - De quels éléments dispose-t-on pour dater l’intrusion de lherzolite ? 4 - Peut-on envisager de dater d’autres niveaux ? Par quelle(s) méthode(s) ? 5 - Comment pourrait-on expliquer la répartition cartographique des conglomérats de Valensole (P) ?

EXERCICES ET CORRIGÉS

261

7 - HIMALAYA DU NEPAL Niveau L2T Les figures concernent la chaîne himalayenne au Nepal central (région AnnapurnaDaulaghiri-Manaslu). 28° N

30° N Siwalik MST MBT B

Haut Himalaya MCT IT C-D

Suture IRT

Sud Tibet 0 30 km

Ophiolite (croûte océanique)

MST chevauchement frontal de l’Himalaya

Tertiaire (post-Eocène moyen) et Quaternaire

MBT chevauchement bordier de l’Himalaya

Mésozoïque et Eocène inférieur

MCT chevauchement central de l’Himalaya

Paléozoïque

Protérozoïque

IT

chevauchement vers le sud des nappes de l’Indus

Croûte tibétaine

Manteau lithosphérique

IRT

chevauchement vers le nord des nappes de l’Indus

A - Coupe générale de la chaîne sur laquelle sont repérés les documents B, C, D. S

N MBT

2 km

MST 0

2

4

10 km

Quaternaire récent < 0,4 Ma Plio-Quaternaire : 5-0,4 Ma

Miocène moyen : 14-11 Ma

Miocène supérieur : 11-5 Ma

Protérozoïque : 1850-800 Ma

B - Coupe du front de la chaîne

6

S

Gneiss 3

Micaschistes

Haut Himalaya Paléozoïque

Cambro-Ordovicien

Silurien

Dévonien

Carbonifère

Permien

Trias

Lias-Dogger

Crétacé Jurass. sup. Spiti

Pliocène

Terrasses

10 km

Takkhola

Muktinath

Haut Himalaya Mésoozoïque

Jomosom

C - Coupe de la Haute Chaîne au niveau des Annapurnas

Cristallin du Haut Himalaya

Gneiss 4 Amphibolites

Marbres Quartzites Gneiss 1

Gneiss 2

Moyen Himalaya

Ulleri

MCT

FNH

Nilgiris 7032

Takkhola

N

0

2

4

6

8 km

262 LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

EXERCICES ET CORRIGÉS

263

Manaslu 8124 m N

20 km Jurassique

Dévonien

Auréole métamorphique

Trias

Paléozoïque inférieur

Faille

Carbonifère-Permien

Granite

Gneiss (Protérozoïque)

D - Carte de la région du Manaslu, située un peu à l’est des Annapurnas 0,6

2500

Ma

0

0,4

Pb/238U

200

206

15

00

1850 ± 20 Ma

500

100

0

0,2

18 ± 3 Ma 0 0

5

207

Pb/235U

10

15

E - Diagramme Concordia, où sont reportées les mesures concernant trois lots de zircons provenant des gneiss d’Ulleri (voir fig. C) NB - il ne s’agit pas de données locales.

264

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

Le Protérozoïque est constitué de granites, schistes, quartzites, et calcaires à stromatolites, d’âge compris entre 1850 et 800 Ma, et métamorphisés en micaschistes, gneiss, amphibolites et marbres à proximité du chevauchement central himalayen (MCT). Les micaschistes sont à muscovite (mica blanc). Les gneiss 1 proviennent du métamorphisme d’anciens granites (orthogneiss Ulleri) ; ils contiennent de la biotite (mica noir). Les gneiss 2 et 3 contiennent grenat et disthène. Les gneiss 4 renferment de petites poches de granite à tourmaline. La pression du métamorphisme correspond à une profondeur de l’ordre de 15 km. Les grenats sont datés à 18 ± 2 Ma. Le Paléozoïque comporte les formations suivantes : ` calcaires à Hyolithes (mollusque marin) du Cambro-Ordovicien (541,0-443,8 Ma) ; ` schistes noirs à graptolites du Silurien (443,8-419,2 Ma) ; ` grès continentaux du Dévonien (419,2-358,9 Ma) ; ` grès marins (goniatites, brachiopodes) du Carbonifère moyen-supérieur (330,9-298,9 Ma) ; ` grès calcaires (goniatites, brachiopodes) intercalés avec des laves basaltiques en pillow-lavas et des sédiments d’origine glaciaire (tillites) du Permien (298,9-252,2 Ma) ; La série du Mésozoïque à l’Eocène inférieur comporte les formations suivantes : ` grès, argiles et calcaires à ammonites du Trias inférieur-moyen (252,2-237,0 Ma) ; ` calcaires récifaux à grands lamellibranches (bivalves) du Trias supérieur et du Jurassique inférieur et moyen (237,0-163,5 Ma) ; ` schistes noirs à ammonites (Spiti) du Jurassique supérieur-Crétacé inférieur (163,5-133,9 Ma) ; ` grès à débris de plantes et de lamellibranches du Crétacé inférieur (133,9-100,5 Ma) ; ` calcaires et grès du Crétacé supérieur-Paléocène-Eocène inférieur (83,6-47,8 Ma). Le Tertiaire supérieur est constitué par : ` au nord (fig. C) des conglomérats à galets de grès et calcaires mésozoïques et paléozoïques : Pliocène (Thakkhola) (4,5 Ma) ; ` au sud des grès micacés (muscovite) à débris végétaux charbonneux : Miocène moyen (15,97-11,63 Ma) ; ` des grès toujours micacés et charbonneux (muscovite et biotite), mais contenant aussi du grenat du disthène et de la tourmaline détritiques, avec bancs de conglomérats à galets de quarzites : Miocène supérieur (11,63-5,33 Ma) ; ` des conglomérats grossiers, à galets de quartzites, de granite à tourmaline et de grès miocènes : Plio-Quaternaire (5,33-0,40 Ma). Le granite du Manaslu est constitué de quartz, feldspath (orthose et plagioclase sodique), muscovite et tourmaline. Il est daté à 18 ± 1 Ma grâce à deux minéraux qui contiennent des traces d’uranium et de thorium : zircon (Zr SiO4) et monazite (La,Ce,Th)PO4, phosphate de terres rares ou dominent le lanthane et le cerium, mais où toutes les autres terres rares sont présentes en proportions variables. Sa cristallisation correspond à une profondeur de 12 km.

EXERCICES ET CORRIGÉS

265

1 - Reconstituer l’histoire de la région. 2 - Discuter l’âge et le fonctionnement des chevauchements (fig. A et B). 3 - Quelle(s) méthode(s) a-t-on pu mettre en œuvre pour obtenir les âges à 18 Ma du granite et des grenats ; aurait-on pu dater d’autres minéraux, si oui comment ? 4 - Comment peut-on expliquer la position des zircons d’Ulleri sur le diagramme Concordia ? 5 - A supposer que l’on n'ait pas réussi à dater les minéraux du granite, de quels éléments dispose-t-on pour évaluer son âge ?

8 - ALPES MÉRIDIONALES AU NORD DE VENISE Niveau L2T La figure est constituée d'une coupe géologique des Alpes méridionales au nord de Venise en bordure de la plaine du Pô. NNW

Valsugana

Belluno Moline

SSE Tezze

Graben Seren

Bassano Possagno

0

0

5

0 Quaternaire Oligocène sup.-Néogène Paléogène

Crétacé sup. Crétacé inf. Jurassique moy.-sup.

5

10 km

Lias Faille normale Chevauchement Paléozoïque ante-permien sup. Trias sup. Permien sup.-Trias moy. Granites tardi-hercyniens

[d'après C. DOGLIONI. 1992. The Venetian Alps Thrust Belt. In K.R. MCCLAY Ed. Thrust Tectonics, 319-323]

Paléozoïque ante-Permien moyen (450-272,3 Ma) : série essentiellement clastique (pélites et grès) avec quelques niveaux calcaires à fossiles marins (brachiopodes, acritarches, conodontes), plissée et métamorphisée (horizons BP-BT). Granites tardi-hercyniens : granitoïdes associés à des faciès subvolcaniques alcalins (vers 275 Ma). Permien supérieur-Trias moyen : série débutant par des grès et conglomérats remaniant les faciès subvolcaniques alcalins (Permien supérieur : 259,8-252,2 Ma), se poursuivant par des grès et pélites (Trias inférieur : 252,2-247,1 Ma) et des calcaires argileux datés par conodontes (Trias moyen : 247,1-237,0 Ma). Trias supérieur : dolomies (Dolomia principale, série que l’on retrouve un peu au NE, dans la région des Dolomites) : 237,0-201,3 Ma. Lias : calcaires à faciès de plate-forme (algues, oncolites) : 201,3-174,1 Ma.

266

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

Jurassique moyen-supérieur : calcaires noduleux rouges, calcaires silicifiés, croûtes ferro-manganésifères : faciès «Ammonitico rosso» ; ces séries très peu épaisses et condensées couvrent une longue période débutant au Lias supérieur (vers 183 Ma) et durant jusqu’au Tithonien (vers 145 Ma). Crétacé inférieur : calcaires fins blancs, plus ou moins silicifiés, (faciès «Biancone») à micro et nannofossiles calcaires (calpionelles, coccolites) et siliceux (radiolaires), débutant au Tithonien et couvrant tout le Crétacé inférieur : 145,0-100,5 Ma. Crétacé supérieur : calcaires argileux finement lités rouges (faciès «Scaglia rossa») à foraminifères pélagiques et nannofossiles calcaires ; vers le haut, les faciès deviennent plus clairs («Scaglia bianca») et atteignent le Paléocène, voire l’Eocène inférieur : 100,5-47,8 Ma. Paléogène : marnes grises («Formazione di Possagno»), parfois finement sableuses à foraminifères benthiques : 47,8-28,1 Ma. Oligocène supérieur-Pliocène : molasse, formation argilo-gréseuse avec lits conglomératiques, à fossiles marins (foraminifères benthiques et pélagiques) : 28,1-2,6 Ma. Quaternaire : marnes et marnes sableuses à foraminifères benthiques et pélagiques, passant au sommet à des faciès fluviatiles : 2,6 Ma-actuel. Valsugana, Belluno, Moline, Tezze, Bossano représentent une série de chevauchements. Possagno est le nom donné à la «zone triangulaire» formée par le chevauchement de Bassano et le rétrochevauchement de Possagno. Seren est celui du graben. 1 - Reconstituer la succession des événements géologiques de la région. 2 - Etablir une chronologie du fonctionnement des principales failles et chevauchements. 3 - Evaluer l’ampleur du déplacement de long des principaux chevauchements (Valsugana, Belluno, Moline, Tezze, Bossano) et rétrochevauchement (Possagno). 4 - Evaluer l’ampleur du raccourcissement horizontal le long des mêmes structures. 5 - Quelle (s) méthode (s) peut-on espérer mettre en œuvre pour obtenir un âge bien contraint du granite ?

9 - SOMALIE Niveau M1BG La figure est constituée d'une coupe géologique schématique d’un permis pétrolier situé aux environs de Mogadiscio (Somalie). Cette coupe est construite à partir de profils simiques et des données de quatre forages. La légende des caissons est uniquement lithologique. 1 représente des grès ; 2 des argiles, pélites et marnes à faciès de bassin ; 3 des carbonates déposés à faible profondeur (plate-forme) ; 4 des calcaires construits (récifs). Les âges moyens sont : Adigrat = Bathonien (168,3-166,1 Ma) ; Hamanlei et Meregh = Callovien (166,1-163,5 Ma) ;

EXERCICES ET CORRIGÉS

267

Uarandab = Oxfordien (163,5-157,3 Ma) ; Gabredarre = Kimmeridgien-Tithonien (157,3-145,0 Ma) ; Cotton = Crétacé inférieur (145,0-100,5 Ma) ; Gira = Crétacé supérieur (100,5-66,0 Ma) ; Yesomma, Auraou, Sagaleh, Obbia = Paléocène-Eocène (66,0-33,9 Ma) ; Taleh, Merca, Somal = Oligocène (33,9-23,0 Ma). Les grès supérieurs (au-dessus de Taleh) sont des faciès continentaux mal datés post-Oligocènes. La coupe n’est pas à l’échelle ; l’échelle des hauteurs est très dilatée. WNW

ESE

Marai Ascia-1

El Cabobe-1 Meregh-1 (projeté) Océan Indien

El Bur-1 0

YES

TALE H

AURA

OU

OM

SOMAL

MERCA

MA

OBBIA SAGALEH 1

GIRA COTTON GABREDARRE

2

UARANDAB

H

EG

3

R ME

EI

NL

A AM

H

km 4

0 1

50 km 2

3

4

AT

IGR

AD

[d'après A. BOSELLINI. In Geology and Geophysics of Continental Margins, AAPG Memoir, 53, 185-205]

1 - Analyser la structure et reconstituer son histoire géologique. 2 - Construire les courbes de subsidence moyenne pour les quatre forages (El Bur-1, Marai Ascia-1, El Cabobe-1, Meregh-1). 3 - Expliquer l’émersion du récif Taleh.

268

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

CORRIGÉS 1 - L’ARMENTIER Niveau L2T 1 - Du plus ancien vers le plus récent (mais on peut aussi adopter l’ordre inverse) : 1. Mise en place au cours du Paléozoïque, ou peut-être antérieurement, des roches qui subiront le métamorphisme hercynien (le document ne permet pas de préciser leur ambiance de formation (sédimentaire et/ou magmatique)). 2. Déformation et métamorphisme hercynien à moyenne pression et moyenne température (MPMT). 3. Erosion et mise à l’affleurement des roches MPMT. 4. Dépôt en discordance des sédiments du Trias supérieur, en milieu continental (Equisetum), puis marin côtier ou lagunaire (stromatolites). 5. Mise en place des basaltes alcalins. 6. Fracturation par des failles en extension (F normales), entraînant le basculement de la série du Trias supérieur : formation de blocs basculés. 7. Dépôt en discordance de l’Hettangien en milieu franchement marin (ammonites) mais toujours peu profond. On note une variation d’épaisseur de ces dépôts qui suggère que les blocs ont continué à basculer pendant le dépôt de cette séquence. 8. Dépôt en discordance du Sinémurien en milieu franchement marin (ammonites) plus profond (alternances argiles-carbonates). 9. Déformation alpine : plissement, chevauchement en conditions assez profondes : 8-10 km (p = 0,3 GPa). 10. Erosion et mise en place de la morphologie actuelle. 2 - Plusieurs méthodes sont applicables : K/Ar, Ar/Ar et/ou Rb/Sr sur muscovite et biotite et éventuellement sur la hornblende (K pouvant être présents en faible quantité associés au Na) ; Sm/Nd, voire Lu/Hf, sur les grenats. 3 - K/Ar, Ar/Ar et/ou Rb/Sr sur les petites muscovites alpines. 4 - Après tri soigneux, des pyroxènes des spilites pourraient faire l’objet d’essais Sm/Nd.

2 - BARLES, RUISSEAU DU CHÂTEAU Niveau L2T 1 - Le dernier épisode enregistré est une érosion d'une série basculée à la verticale faisant suite à un épisode de déformation (plissement) aboutissant à verticaliser la série (plissement alpin probable). Lorsqu’on remet la série à plat (il suffit de tourner la feuille de 90° en sens antihoraire), on observe en remontant le temps : 1. Dépôt du Jurassique moyen en milieu marin (ammonites) en discordance sur les terrains antérieurs affectés par une faille.

EXERCICES ET CORRIGÉS

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2. Erosion (probablement sous-marine) affectant les sédiments l5-7 légèrement basculés et probablement les sédiments plus anciens (l2 est plus mince au-dessus de la faille supérieure). 3. Faille entraînant un léger basculement des couches dans le compartiment descendu ; c’est une faille normale (extension). 4. Dépôt du Toarcien-Aalénien en milieu marin (ammonites) en discordance sur les terrains antérieurs affectés par une faille (la faille inférieure). 5. Erosion (probablement sous-marine) affectant les sédiments l4 et l3 et peutêtre l2, plus mince au-dessus de la faille supérieure. 6. Jeu de la faille inférieure et probablement de la faille supérieure, jeu en extension aboutissant à la formation d’un petit graben. 7. Dépôt en concordance de la série t9 à l4, d’abord peu profonde et lagunaire (série rouge à gypse), puis franchement marine mais peu profonde (huîtres, algues, stromatolites), puis franchement marine et plus profonde (silex). En résumé on a eu le dépôt d’une série, d’abord côtière puis plus profonde, qui a été affectée par deux épisodes de faille en extension pendant son dépôt, puis basculée lors d’une période de plissement. 2 - Les dolomies sont encadrées par des formations fossilifères bien datées par leurs fossiles ; la seule question qui peut se poser est de savoir si la séquence dolomitique a enregistré en continu tout l’intervalle de temps 201,3-199,3 Ma. 3 - On peut envisager de dater le sommet du Sinémurien en mettant en oeuvre la méthode K/Ar sur la glauconie (qui contient K).

3 - CUSCO Niveau L2T ou L3BG 1 - Du plus ancien vers le plus récent (mais on peut aussi adopter l’ordre inverse) : 1. Sédimentation du Paléozoïque ante-permien dans un bassin qui a connu, au moins partiellement, un épisode marin plus ou moins long (calcaires à foraminifères). 2. Lacune entre 280 et 250 Ma : érosion ou non-dépôt ? 3. Mise en place du Permien-Trias-Jurassique (roches volcaniques et volcanosédimentaires : 250-145 Ma), donc présence d’un système volcanique durant une longue période (arc magmatique), fournissant du matériel détritique à un bassin sédimentaire, probablement marin. 4. Dépôt du Crétacé inférieur dans un bassin marin (grès à ammonites, 145-100 Ma), alimenté en matériel détritique continental. 5. Dépôt du Crétacé supérieur (gypse et marnes, 100-75 Ma) dans un bassin lagunaire. 6. Lacune entre 75 et 66 Ma avec érosion (donc émersion) puisque le Crétacé supérieur est absent au nord de la faille Paruro. 7. Dépôt du Paléocène-Eocène inférieur (grès et marnes rouges à characées et ostracodes : 66-47 Ma), en milieu continental lacustre ou lagunaire.

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8. Déformation des séries précédentes (plis) et érosion (discordance de l’Oligocène) entraînant une lacune entre 47 et 34 Ma. 9. Dépôt de l’Oligocène (grès jaunes fluviatiles : 34-25 Ma), en milieu continental fluviatile. 10. Continuation de la déformation (plis et fractures), mise en place du granite de Huanoquite et érosion entraînant une lacune entre 25 et 23 Ma (discordance du Miocène). Il est donc vraisemblable que le Miocène soit un dépôt contemporain de la déformation (syntectonique). 11. Dépôt du Miocène (grès et conglomérats : 23-13 Ma) discordant, en milieu continental, traduisant une érosion de la région. 12. Déformation (plis et fractures) et érosion : discordance du Mio-Plio-Quaternaire, entraînant une lacune entre 13 et 5,3 Ma. 13. Dépôt des séries Plio-Quaternaire (5,3-0,1 Ma) et Quaternaire récent (< 0,1 Ma) faites de sables, limons et argiles, en milieu continental. 14. Déformation (fractures) et mise en place des laves shoshonitiques ; la déformation continue de nos jours (séisme). 2 - Il s’agit de construire une isochrone, ceci peut se faire graphiquement ou par calcul : 28 ± 2 Ma. 3 - Observer le métamorphisme de contact dans le Paléocène-Eocène inférieur et/ou le Crétacé, et rechercher des galets de granites dans les conglomérats miocènes qui sont discordants sur la faille qui a guidé le granite. Le créneau est large entre 47 et 23 Ma ; on peut le cerner plus en remarquant que le granite a été guidé par une fracture mise en place lors des déformations couronnées par la discordance à 25-23 Ma. 4 - Paruro : la faille recoupe le Miocène. San Juan de Quihares : la faille recoupe l’Oligocène et est recouverte en discordance par le Miocène. Koricancha-Cusco : la faille recoupe le Quaternaire récent ; elle est le siège du séisme de 1988 ; c’est une faille active.

4 - DIGNE, BARRE DE CHINE Niveau M1BG 1 - Du plus ancien vers le plus récent on met en évidence : 1. Au Trias supérieur, sédimentation lagunaire, évoluant vers une sédimentation côtière (grès calcaires et microbrèches à Avicula contorta). 2. Au Lias sédimentation marine dans un bassin marin essentiellement peu profond (présence de dolomies). 3. Au Jurassique moyen-supérieur, la sédimentation est toujours marine avec des faciès nettement plus pélagiques. 4. Il en est de même (bassin pélagique) pour le Jurassique terminal (carbonates pélagiques à nanofossiles) et pour tout le Crétacé inférieur.

EXERCICES ET CORRIGÉS

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5. Très longue lacune (entre 100,5 et 33,9 Ma), avec érosion probablement très importante. Les éléments dont on dispose ici ne permettent pas de savoir si le Crétacé supérieur s’est effectivement déposé dans la région (c’est le cas) et s’il a été érodé. Quoi qu’il en soit, durant cette période s’est mise en place une première structure : un pli à vergence SSW, observable dans le Crétacé inférieur de la Petite Cloche sous la discordance oligocène. 6. Dépôt de la molasse rouge : faciès continental. 7. Plissement, chevauchement et renversement de la barre de Chine au cours d’épisode(s) tectonique(s) compressif(s) à vergence SSW. 2 - La structure générale montre une surface de chevauchement qui sépare une unité inférieure et une unité supérieure (Chine). L’unité inférieure est un synclinal couché déversé au SSW. L’Oligocène plissé du cœur du synclinal est discordant sur les séries du Crétacé inférieur. Cette unité montre donc des traces de deux épisodes tectoniques. Le premier est anteOligocène, mais les données disponibles sur le document ne permettent pas d’être plus précis quant aux directions de déformation relatives à cet épisode. Le second épisode est à vergence SSW. Il se traduit par la mise en place du synclinal et du chevauchement. Il est post-Oligocène. L’unité supérieure (Chine) est un flanc inverse. L’ensemble constitue donc un pli couché vers le sud avec cisaillement du flanc inverse. 3 - La microstructure F est un micropli en Z, tout à fait compatible avec la mégastructure en flanc inverse. Elle montre une schistosité pénétrative à pendage sud dans les bancs marneux qui devient moins pénétrative et se réfracte dans les bancs calcaires (schistosité s1) ; celle-ci est également parfaitement compatible avec la mégastructure en flanc inverse. Ce micropli montre aussi une autre schistosité moins pénétrative et à pendage nord, incompatible avec le micropli qu’elle recoupe, et donc incompatible avec la mégastructure. Elle est postérieure à cette mégastructure (schistosité s2). On a donc là la trace d’une déformation polyphasée, avec un épisode responsable du renversement de la Barre de Chine, suivi d’un second épisode également compressif (seconde schistosité à pendage nord). La mesostructure A est un pli en S, déversé au SSW, incompatible avec le flanc inverse, les seules structures compatibles étant des plis en Z. Cette structure est en revanche bien compatible avec la schistosité s2. On a donc avec ces deux structures (mesopli en S et schistosité s2) les témoins d’un épisode tectonique à vergence sud postérieur au renversement de la série. La mesostructure D est un chevauchement à vergence SSW, impliquant un cisaillement antihoraire de la Barre de Chine, structure compatible avec l’épisode s2. La mesostructure C est une faille normale assez plate qui cisaille un micropli de l’épisode s1 ; l’interprétation la plus vraisemblable est de la considérer comme une fracture de RIEDEL, liée au cisaillement vers le SSW de la Barre de Chine, et donc comme une structure compatible avec l’épisode s2. La mesostructure E est un horst qui traduit une extension. Cette structure n’est compatible avec aucun des épisodes tectoniques précédemment identifiés. Il en est de même pour la mesostrucutre B : faille normale. Au vu des éléments dont on

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dispose ici, deux hypothèses peuvent être avancées. Soit il s’agit d’un épisode en extension tardif postérieur à tous les précédents. Soit il s’agit d’un épisode extensif ancien antérieur au renversement de la série ; dans ce cas, la mesostructure E est en réalité un graben. C’est cette deuxième hypothèse qui est la bonne, voir la justification sur l’exercice 2 (Barles, ruisseau du château). 4 - la région a connu au moins quatre épisodes de déformation : ` Failles en extension, contemporaines de la sédimentation mésozoïque. ` Premier plissement à vergence SSW, sous la discordance oligocène (ante-34 Ma). ` Second plissement, chevauchement et renversement de la barre de Chine au cours d’un épisode tectonique compressif à vergence SSW (post-28 Ma). ` Troisième épisode de compression à vergence SSW.

5 - MICROFRACTURES DANS LES POUZZOLANES DU VOLCAN DE LEMPTÉGY Niveau L2T 1 - Toutes les failles sont antérieures au niveau TT (tufs trachytiques du puy de Côme) et donc a fortiori à la nuée ardente. La faille F5 recoupe le tuf TB3 et le niveau immédiatement sus-jacent ; elle n’atteint pas le tuf TT du puy de Côme. C’est la plus récente. La faille F6 recoupe aussi TB3, mais pas le niveau sus-jacent qui la scelle. TB3 scelle aussi les failles F3 et F7. F1 et F8 n’atteignent pas TB3. F2 et F4, ainsi que deux autres petites failles, non-numérotées à droite de F5, sont scellées par TB1. On a donc une histoire de fracturation complexe qui s’est déroulée dans un laps de temps très court, lors de l’éruption qui a abouti à l’édification du cône de cendre de Lemptégy. Il s’agit probablement de failles de tassement, dues soit à une explosion plus violente, qui a déstabilisé le cône, soit à l’impact d’une grosse bombe (mais que l’on ne retrouve pas), soit encore à un séisme consécutif à la montée du magma. Seule la faille F5 a fonctionné, ou refonctionné, après cette éruption puisqu’elle recoupe les tufs du puy des Gouttes (TB3). 2 - Datation aisée à effectuer par la méthode 14C sur les débris charbonneux puisqu'on se situe largement en dessous de 50 000 ans.

6 - LE LUBERON Niveau L2T 1 - Du plus ancien vers le plus récent (mais on peut aussi procéder en sens inverse) : 1. Au Jurassique et au Crétacé inférieur (jusqu’au Barrêmien), sédimentation relativement continue dans un bassin marin où les apports continentaux sont limités à des faciès argileux (éloignement relatif du domaine continental). À partir du Barrêmien, apparaissent des faciès de plate-forme traduisant le comblement du bassin. À l’Albo-Cénomanien apparaissent les premiers quartz détritiques, traduisant l’érosion d’un domaine continental relativement proche. 2. Une émersion se produit qui conduit à une lacune d'environ 30 Ma. Durant cette période, le Crétacé inférieur est érodé : discordance du Paléocène dans le bassin de Buoux.

EXERCICES ET CORRIGÉS

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3. Dépôt du Paléocène dans le bassin de Buoux ; celui-ci montre des faciès bariolés, il s’agit donc vraisemblablement d’un bassin continental lacustre ou lagunaire. 4. Nouvelle lacune, entre 56,0 et 41,2 Ma : discordance de l’Oligocène. 5. Dépôt de «l’Oligocène» sur une zone modérément déformée. Des failles normales sont apparues au nord du futur Luberon (l’Oligocène recoupe la faille la plus au nord). Le sud de la région est plus érodé que le nord, donc la région a subi un basculement qu’il est difficile de dater précisément ; il pourrait être contemporain du jeu des failles, mais il pourrait aussi dater de la période de non-dépôt précédente (ante-Paléocène). Le bassin sédimentaire oligocène est d’abord lagunaire (sables, argiles et gypses), puis marin peu profond (cyrènes), et à nouveau saumâtre (lignite). 6. Nouvelle lacune entre 23,03 et 20,44 Ma correspondant à une période de déformation ; le Burdigalien est discordant sur les premiers plis du Luberon et l’anticlinal qui sépare les bassins de Cucuron et de Cadenet. Ces plis ont donc commencé à se former dès cette époque. 7. Dépôt du Burdigalien en milieu marin côtier à peu profond (sables à Pecten). 8. Dépôt du Langhien-Serravallien également discordant, y compris sur le Burdigalien. Le bassin est limité au nord par le Luberon ; le pli (anticlinal chevauchant vers le sud) du Luberon a dû se mettre en place pendant cette période ; l’autre anticlinal a également joué à cette époque (discordance du LS). Le milieu de dépôt est toujours constitué par un bassin côtier à lagunaire. 9. Mise en place du chevauchement de l’anticlinal séparant les bassins de Cucuron et de Cadenet. 10. Dépôt du Tortonien-Messinien également discordant (forte variation d’épaisseur du LS entre les bassins de Cucuron et de Cadenet). Le bassin est d’abord marin, puis continental et siège d’une sédimentation grossière, traduisant la proximité de reliefs soumis à l’érosion. On remarque que le dépôt-centre semble situé juste au pied du Luberon ; la série est moins épaisse et moins déformée dans le bassin de Cadenet. Il est probable que c’est à cette époque que s’est effectuée la mise en place définitive du pli chevauchant du Luberon. Le TM du bassin de Cucuron apparaît ainsi comme un dépôt syntectonique. 11. Dépôt en discordance du Pliocène (conglomérats de Valensole). 12. Erosion et mise en place d’une morphologie sur laquelle se déposeront des terrasses quaternaires à la faveur des fluctuations du cours de la Durance et de ses tributaires locaux au cours des interglaciaires. 13. Arrivée de l’homme. 2 - Pour les terrasses récentes (< 10 000 ans), les débris charbonneux doivent pouvoir être datés par 14C. La même méthode pourrait s’appliquer à certains des niveaux würmiens, mais pas à la partie la plus ancienne de ceux-ci (méthode limitée à 50 000 ans). Les outils préhistoriques devraient permettre de se rattacher à une échelle chronologique locale. Pour toutes les terrasses, on peut envisager d’utiliser la méthode au 10Be, puisque toutes contiennent des galets.

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3 - Cette intrusion de lherzolite (roche mantellique) apparaît au sein du Crétacé inférieur (Hauterivien), elle est donc postérieure à cet étage. Pour être plus précis, il faudrait chercher si la lherzolite est remaniée à l’état de galets, ou si des minéraux en provenant (olivine, pyroxènes) sont présents dans les diverses formations détritiques du Cénomanien au Pliocène. Les chances sont toutefois minimes, car les conditions climatiques contemporaines des différents dépôts ne sont pas favorables à la conservation des minéraux fragiles que sont les olivines et les pyroxènes. Enfin, on pourrait tenter des datations Sm/Nd sur les pyroxènes à condition qu’ils ne soient pas trop altérés. 4 - On pourrait envisager de mettre en œuvre la méthode K/Ar sur la glauconie du Cénomanien. 5 - L’alignement NE-SW des affleurements pliocènes a peu de chances d’être fortuit. Il représente le tracé d’un ancien cours d’eau, peut-être un ancien cours d’une paléo-Durance.

7 - HIMALAYA DU NEPAL Niveau L2T 1 - Du plus ancien vers le plus récent : 1. Mise en place du Protérozoïque durant une longue période (1000 Ma), avec cristallisation de granite vers 1850 Ma, et sédimentation diversifiée (épisodes marins peu profonds à stromatolites). 2. Longue lacune (800-541 Ma) avec érosion probable. 3. Dépôt de la série du Paléozoïque (Pz) inférieur et du Dévonien en continuité (541,0-358,9 Ma), en milieu d’abord marin puis continental. 4. Lacune du Carbonifère inférieur, et possible érosion, entre 358,9 et 330,9 Ma. 5. Retour de la mer et dépôt du Carbonifère moyen-supérieur et du Permien, avec, au Permien, des éruptions basaltiques et un climat froid (330,9-252,2 Ma). 6. Dépôt en continuité du Mésozoïque (Mz) (Trias à Crétacé inférieur, 252,2100,5 Ma), en milieu marin, avec des variations de profondeur (faciès à ammonites plus profonds, faciès récifaux moins profonds, rivage proche au Crétacé, voir les plantes). 7. Lacune de la base du Crétacé supérieur, et possible érosion (100,5-83,6 Ma). 8. Dépôt du Crétacé supérieur (83,6-66,0 Ma), du Paléocène et de l’Eocène inférieur, 66,0-47,8 Ma (pas d’information sur les milieux de dépôt sur les documents). 9. Déformation en plusieurs étapes (voir question suivante), métamorphisme et mise en place du granite Manaslu vers 18 Ma. 10. Dépôt au sud du Miocène moyen en milieu continental (charbon), qui remanie des micaschistes à muscovite. 11. Dépôt au sud du Miocène supérieur, toujours en milieu continental, qui remanie toujours des micaschistes à muscovite, mais aussi les gneiss et le granite ; c’est un dépôt plus grossier (lits de conglomérats) ; l’érosion atteint au moins 15 km (disthène et grenats détritiques).

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12. Dépôt du Pliocène et du Plio-Quaternaire (P-Q). Au nord les sédiments Pz-Mz sont seuls remaniés. Au sud le P-Q est discordant et remanie toute la série, y compris les grès miocènes. 13. Continuation de la déformation (chevauchement du MBT). 14. Dépôt du Quaternaire (Q) récent. 15. Continuation de la déformation (chevauchement du MST). 2 - Les chevauchements IT et MCT sont déformés (plissés) ; IT est même recoupé par IRT et est recouvert par Q. MBT recoupe P-Q et est recouvert par Q. MST recoupe Q. 3 - Pour le granite du Manaslu, U/Pb sur les zircons, et Th/Pb sur la Monazite. Comme celle-ci contient des terres rares, on peut envisager les méthodes Sm/Nd et Lu/Hf. Pour les grenats, c’est la méthode Sm/Nd qui est la mieux adaptée. On pourrait essayer de dater les muscovites, biotites, voire les feldspaths K du granite, par K/Ar (et son dérivé Ar/Ar) ou Rb/Sr. 4 - Formés en même temps que le granite à 1850 Ma, les zircons ont été réouverts, et ont perdu du Pb lors de l’événement métamorphique à 18 Ma. 5 - Ce granite recoupe la série sédimentaire plissée (il recoupe et métamorphise le Trias) ; les plis intéressent aussi le Jurassique (sur la carte) et le Crétacé sur la figure C ; le granite est donc post-Crétacé. On retrouve de la tourmaline détritique dans les grès du Miocène supérieur ; il est donc sûrement ante-Miocène supérieur. On en trouve des galets dans le Plio-Quaternaire.

8 - ALPES MÉRIDIONALES AU NORD DE VENISE Niveau L2T 1 - Du plus ancien vers le plus récent (mais on peut aussi adopter l’ordre inverse). 1. Sédimentation du Paléozoïque ante-permien supérieur dans un bassin marin (brachiopodes conodontes). 2. Déformation et métamorphisme (orogenèse hercynienne) avant 272,3 Ma, dans des conditions crustales (horizons BP-BT). 3. Emplacement du complexe pluto-volcanique alcalin au Permien. 4. Importante érosion, et mise en place du Permien supérieur-Trias moyen, dans un bassin sédimentaire peut-être continental au début (Permien supérieur), mais qui est devenu marin dès le Trias moyen et peut-être dès le Trias inférieur. 5. Dépôt de séries peu profondes (dolomies et calcaires de plate-forme) au Trias supérieur et au Lias. 6. Approfondissement important du milieu (subsidence), suivi d’une longue période de très faible sédimentation, pendant le Jurassique moyen supérieur (durée 38 Ma). Ceci indique que la région se situait loin de toute source de matériel clastique. Il est possible qu’une partie des failles normales ait joué à cette époque.

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7. Reprise de la sédimentation, avec mise en place de dépôts pélagiques durant tout le Crétacé et une partie du Paléogène (durée 100 Ma). Mais la région se situait toujours loin des sources de matériel clastique. 8. Au cours de cette période ou à sa fin, s’est produite la déformation responsable d’au moins une structure en extension : le graben de Seren. Son âge est difficile à situer avec précision. Dans la mesure où le Crétacé inférieur (Biancone) est présent dans le graben et où son épaisseur varie en direction du nord, il est possible que cette déformation date de la limite Crétacé inférieur-Crétacé supérieur. 9. À partir de 47,8 Ma, au sud de la région, le bassin marin commence à recevoir du matériel détritique continental fin, mais on ne dispose pas d’indications sur sa provenance. 10. À partir de 28,1 Ma, le bassin marin, toujours situé au sud de la région, reçoit un important apport détritique traduisant la proximité d’un relief montagneux soumis à l’érosion. C’est au cours de cette période qu’est intervenue la déformation compressive responsable du fonctionnement des chevauchements. 2 - Les failles normales sont les plus anciennes. La plus ancienne doit être contemporaine du dépôt du Permien supérieur-Trias moyen, qu’elle ne décale que partiellement (presque au centre du schéma sous le mot Graben). Les autres (sous le chevauchement de Valsugana, sous celui de Tezze, et le graben de Seren) sont cisaillées par les chevauchements. Le graben de Seren (voir ci-dessus) pourrait dater de la limite Crétacé inférieur-Crétacé supérieur. Tous les chevauchements cisaillent toute la série ante-Paléogène. Seul celui de Bassano induit clairement une déformation des séries paléogène et néogènes (zone triangulaire). Il est donc certain qu’une déformation récente (néogène) a affecté la région. On manque d‘éléments sur le document pour s’assurer que tous les chevauchements ont fonctionné simultanément (peu vraisemblable) ou successivement (plus vraisemblable), réalisant un système «en séquence». 3 - Valsugana : au moins 5 km (on manque de repère). Belluno : près de 3 km en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur. Moline : environ 800 m en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur. Tezze : environ 800 m en se fondant sur le décalage de la base du Permien supérieur. Bassano : environ 550 m en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur, mais presque 17 km en se fondant sur le cisaillement du graben de Seren. En fait le déplacement est transféré principalement le long du chevauchement plat qui limite la base de la zone triangulaire de Possagno, indiquant que le déplacement le long du rétrochevauchement de Possagno est très important, de l’ordre de 15 km minimum. 4 - Le raccourcissement horizontal s’obtient soit par mesure directe soit en multipliant le déplacement par le cosinus du pendage de la faille. Valsugana : au moins 3,5 km. Belluno : plus de 2 km en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur. Moline : environ 500 m en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur.

EXERCICES ET CORRIGÉS

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Tezze : environ 500 m en se fondant sur le décalage de la base du Permien supérieur. Bassano : environ 300 m en se fondant sur le décalage de la base du Trias supérieur, mais presque 15 km en se fondant sur le cisaillement du graben de Seren. En fait, comme on vient de le voir, le déplacement est transféré principalement le long du chevauchement plat à la base de la zone triangulaire de Possagno, indiquant que le raccourcissement majeur se produit le long du rétrochevauchement de Possagno (15 km minimum). 5 - Dater le granite ici ne devrait pas poser de gros problème. Les faciès alcalins sont riches en zircons, minéraux particulièrement résistants qui fourniront les meilleurs résultats : Concordia U/Pb sur un ensemble de cristaux et/ou SHRIMP sur une série de monocristaux.

9 - SOMALIE Niveau M1BG 1 - La coupe est située sur la marge de Somalie de l’océan Indien. Elle montre une structure typique de «marge passive» avec des blocs basculés limités par des fractures en extension. De la plus ancienne vers la plus jeune, on caractérise les étapes suivantes : 1. Dépôt des grès bathoniens. Le document ne fournit pas d’information relative au milieu de dépôt. Tout ce qu’on peut préciser est qu’il s’agit d’une formation détritique remaniant un socle continental. Le dépôt peut être continental ou margino-littoral. 2. Etirement de la région aboutissant à la formation de blocs basculés limités par des failles en extension à regard est. La faille située la plus à l’est (entre les forages El Cabobe et Meregh) sépare une plate-forme subsidente où se dépose la formation Hamanlei à l’ouest et un bassin où se dépose la formation Meregh à l’est. Elle cesse de jouer au cours du Callovien. La faille située plus à l’ouest (entre les forages Marai Ascia et El Bur) est intra-plate-forme. Elle fonctionne plus longtemps, jusqu’au Tithonien. Toutefois son rejet diminue vers le haut (voir épaisseurs et décalages variables des formations Uarandab et Gabredarre). Durant le dépôt des formations syn-rift (Hamanlei-Meregh, Uarandab et Gabredarre), les variations de faciès traduisent des variations du niveau marin, plus profond durant Urgandab. 3. Dépôt en discordance des formations post-rift du Crétacé inférieur (Cotton), puis du Crétacé supérieur (Gira) et enfin du Tertiaire. À différents moments apparaissent des récifs (eaux chaudes). Deux épisodes gréseux se mettent en place au Crétacé inférieur et au Paléocène, traduisant une reprise de l’érosion du continent africain à l’ouest. On observe également une migration progressive du «shelf break» matérialisée par la migration vers l’océan Indien de la transition entre faciès carbonatés de plate-forme et faciès de bassin : migration de 50 km entre Crétacé inférieur et supérieur et d’encore près de 30 km entre Crétacé supérieur et Eocène.

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LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

4. Emersion de la marge suite à un soulèvement du domaine continental africain, ou à un abaissement eustatique du niveau marin, ou à une combinaison des deux phénomènes. Cette partie émergée de la marge est le siège de dépôts clastiques continentaux 2 - Tableau des épaisseurs (en m) de sédiments. Pour le puits El Bur-1, il s’agit d’épaisseurs minimales dans la mesure où l’on n’observe pas la base de la formation Hamanlei, et où l’érosion a décapé une partie du Tertiaire. Actuel

23 Ma

34 Ma

66 Ma

100 Ma

145 Ma

157 Ma

El Bur-1

3920

3800

3800

3360

2520

2400

1760

Marai Ascia-1

4460

4180

3620

3100

2780

2620

1940

El Cabobe-1

4400

4000

3440

3120

2880

2800

2320

Meregh-1

4660

4380

3780

3460

3260

3260

2980

Epaisseur sédimentaire (m)

0 1000 2000 3000 4000 5000 165

157

145

100

66

34

23

0

Temps (Ma) El Bur-1

Marai Ascia-1

El Cabobe-1

Meregh-1

3 - Voir le point 1-4 ci-dessus, le récif a émergé suite à un soulèvement du domaine continental africain, ou à un abaissement eustatique du niveau marin, ou à une combinaison des deux phénomènes.

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7KLVSDJHLQWHQWLRQDOO\OHIWEODQN

INDEX Symboles 26

Al Ar 40 Ar radiogénique 10 Be 12 C 13 C 14 C 40 Ca 36 Cl 3 He 39 K 40 K 21 Ne 210 Pb 222 Rn (radon) 230 Th 232 Th 234 U 235 U 238 U I13C I15N I18O 39

143, 148 142 132 143, 148 144, 218 144 133, 143, 144 142 143, 149 143 142 142 143 141 141 138 138 138 135 135 122, 233 122, 124 122

A accordance 34 ACD (Aragonite Compensation Depth) 68 acétonitrile 216 acide – aminé 216 – carboxylique 216 – cyanhydrique 216 – isocyanique 216 Acmé Zone (AZ) 163, 165

Acritarches 161, 167, 168, 169, 223 Acrothyra 224 activité solaire 231 Actynocyclus 180 ADN 64, 188, 216, 221, 241 Adrar (Mauritanie) 51 adret 146 Adriatique 81 aérobies 219 aérosols 92, 118 Afrique 213, 241, 242 – du Sud 218, 231 AFT 151 âge(s) – calendaire 144, 146 – calibré 146 – conventionnel 144, 146 – du Bronze 155 – -plateau 142 agglutinante 246 aggradants (corps sédimentaires) 72 agriculture 242 Aiguilles d'Arve 14 akkadien 246 Alakalufs 237 Alaska 92, 119 Albanie 151, 153, 172 algéro-liguro-provençal (bassin) 80 Algues 222, 224, 230 – calcaires 24 allanite 133, 134, 157 Allemagne 161 Allier 46 allochtone (intercalation) 82 alluvionnement 41 alluvions perchées 41 Alpe-d'Huez 47 Alpes piémontaises 94

296 alphabet 248 Alsace 234 altération 132 – pédologique 127 alternance jour / nuit 99 Altiplano Andin 87 altitude 146 amas galactiques 209 amazonien 214 Amérique – centrale 242 – du Nord 175, 242 – du Sud 242, 245 amincissement 37 Amitsoq 135 Ammonites 24, 161, 174, 178, 193 Ammonitico Rosso 70 Amphibiens 171 Amphioxus 160, 171 anaérobies 219 analyse cladistique 188 Andes 226, 237 Angiospermes 230 Angles 111 Angola 64, 161 Annecy 102 Année-Lumière 210 Annélides 223, 224 Annot 35 Annularia 227 anomalies magnétiques 110 Antarctique 117, 121 anticlinal couché 21 Antracoblattina 228 apatite 133, 150, 157 Apennin 82, 149 apériodique 100 Apex 218 Apollo 126 apsides 106, 107 Aptien 188 Ar/Ar (méthode) 133 Arabie 233 – Saoudite 246 aragonite 146 Araucariodendron 104 Archaeocyathes 167, 230

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS Archéen 138, 220 Archées 219 archéologie 105, 154 arc magmatique 32, 128 Arctique 188, 233 Ardèche 46, 239 argent 245 argon - argon 142 Arizona 40 ARN 64, 216, 216 – mitochondrial 188 arsenic 245 arsénopyrite 245 Arthropodes 224, 226 Arvicolidés 188 Asal 234 association paléontologique 197 Astéries 171 astéroïdes 125 astrochronologie 100 Atlantique 119, 234 atmosphère 212 ATP 64, 216 auréole de métamorphisme 33 aurignacien 241 Australie 114, 168, 213, 218, 221, 226, 234, 241 Australopithèques 188, 238, 239 autochtone 22 autoréplication 215 autotrophes 219 avant-pays 81 Azilien 241 azote 64

B Baberton bactérie bactériochimie Bahamas Baïkal baïkalienne Baltique Banded Iron Formation (BIF) Bangladesh

218 64, 89 144 24 108 215 119, 214 213, 220 75

INDEX Barbade 79 Baronnies 55 Barrêmien 57, 72, 110, 188, 197 barre – tithonique 12 – urgonienne 12 baryum 148 basalte(s) 45 – picritique 213 basse pression 33 bassin(s) – algéro-liguro-provençal 80 – cratonique 84 – d'arrière-arc 77, 80 – d'avant-arc 77, 78, 79 – évaporitique 236 – flexural 81, 82, 84, 89 – houiller 58 – intra-montagneux 87 – molassique 81, 83 Bassin aquitain 192 Bassin de Paris 85, 195 Bassin méditerranéen 105, 234 batholites 31 Bauges 53 Belledonne 93 Bering 241 Berriasien 182 biface 239, 240 Big Bang 6, 209 bilan hydrologique 234 biochronologie 125, 159, 167, 169 biochronomètres 189 biodiversité 217, 225, 226 biogéochronomètres 167 biostratigraphie 161 biotite 48, 93, 133, 142, 143, 157 biotope initial 160 bioturbations 222 biozone 162, 166 – d'association 164 – d'intervalle 164 – de distribution 164 birrimien 214 Bismuth 131 Bitter Spring 218 black shales 124, 135

297 Blastoïdes 171 bloc basculé 37 Bolivie 26, 59, 82, 88, 233, 234 borates 234 bordure – de réaction 93 – figée 29, 30 – réactionnelle 48 – refroidie 30 Bornes 53 bouclier 213, 231 bouffées turbides 75 boule-de-neige 214 Bourg-d'Oisans 21, 30 bourrelet équatorial 106 boustrophédon 248 Brachiopodes 24, 169, 174, 224, 230, 232 – inarticulés 161 brassage génétique 222 brèche 46 – tectonique 47 Bretagne 92 Briançonnais 14, 46, 90 Bric-Bouchet 49 briques de base 216 BRONGNIART 195 bronze 243, 245, 246 Bryozoaires 230 Buëch 44, 148 Burdigalien 100 Burgess Pass 172, 224 Burgessochaeta 224 Byblos 249

C cadomien cadomienne cadran solaire calame calcaires bioclastiques calcite calcium caldeira calédonienne

92, 138 215 99 247 53 146 234 38, 40 215

298 calendrier – lunaire – solaire Californie Callisto calotte glaciaire Calpionelles Cambrien

6 6 161 212 123 174, 182, 192, 193, 230 15, 16, 33, 50, 161, 167, 172, 225, 233 Cambrien - Ordovicien 168, 233 Cambro-Ordovicien 51 campagnols 188 Canada 124, 213, 221, 223, 224 canadien 231 canicule 103 Capsospongia 224 carbonates 234 Carbonifère 33, 226, 228 Carbonifère - Permien 233 carotte 18, 104 carte géologique 32, 195 Carte géologique de France 54, 92 Cascades 119 Catoneura 228 caucasienne 245 Caune de l'Arago 240 CCD (compensation des carbonates) 68, 78, 167, 230 Cedrus 103 ceintures komatiiques 213 Cénomanien 84 cénozone 164 Céphalocordés 171 Cerastoderma 103 Cératites 174 cernes 102 Chablais 53 chaîne – alimentaire 144 – des Puys 45, 154 – glucidique 216 – hercynienne 235 – himalayenne 156 – lipidique 216 – protéique 216 chalcopyrite 243 Chamechaude 53

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS Champcella 90 champs Phlégréens 119 changement climatique 124 chaotique (masse) 82 charbon de bois 144 Charmant Som 53 charnière 13, 14 Charophytes 174, 184, 192 charriage 22 Chartreuse 12, 53 chasseur - cueilleur 242 Châtelperronien 241 chemins P-T-t (Pression-Température-temps) 95, 133 Chenaillet 29 chenal(aux) 75 chêne 105 Cherts 218 Cheyre-d'Aydat 45 Chiapas 191 Chili 32, 64, 120, 234 chimio-autotrophes 219 chimiostratigraphie 125 Chimpanzé 238 Chine 108, 117, 155, 167, 170, 223, 226, 241, 243, 245, 246, 248 chitino-phosphatés 171 Chitinozoaires 168, 169 Chixculub 40, 120 chloritoïde 94 chlorophylle 216 chloroplastes 221 chlorures 234 cholestanes 221 chondrites 212 Chordés 224 Chron 113 chronodiagramme 74 chronomètre biostratigraphique 161 chronozones 162, 166 Chypre 28, 29 Ciliés 174 circonscrit (massif) 33 classification – naturelle 159 – phylogénétique 159 Clathricoscinus 167

INDEX clepsydre 99 climat 100, 107, 231 clonage 221, 222 clone 221 clou d'or (Golden spike) 122, 197 Clymenies 171 Cnidaires 223, 224, 230 Coccolites 64, 107, 161, 181 Coccolithophoridés 230 code génétique 160 coefficient faible 101 coesite 94 collision 95 Colombie britannique 124 Colorado 15 Columbia 214 comètes 211 Comité Stratigraphique International 197 Commentry 58, 228 Comores 161 composition minéralogique 32 Concordia 135, 136 cône sous-marin 71 – profond 64, 75, 77 conglomérat 46 Congrès Géologique International 197 Coniférophyte 227 conjugaison 221 Conodontes 169, 171 constante de désintégration 131 constante Q 131 contemporanéité des faunes identiques 196 continuité latérale 51, 57 contourite 16 COPERNIC 209 corniche – tithonique 53 – urgonienne 53, 54 Coscinodiscus 180 cosmique 154 Cosmopa 227 couche d'ozone 226 couche(s) – basculée 13, 34 – inclinée 13, 34 – plissée 14

299 coulée perchée 45 courant(s) – de contour 76 – hyperpicnal 75 cratère(s) 38, 40 – d'impact 38, 41 – emboîté 39 – lunaire 41 cratérisation 125 cratons 213, 214 Crétacé – inférieur 50, 53, 104 – supérieur 84 Crétacé supérieur - Paléogène 233 Crinoïdes 171 crises 225, 235 critère de polarité 14 croûte 212 – continentale 31, 37, 84, 220 – primitive 213 Crustacés 223 cuivre 243, 245 cunéiforme 247 cuprite 243 195 CUVIER cyanoacétylène 216 Cyanobactériales 218, 221 cycle de la matière 91 cycle(s) – annuel 101 – de marée 100 – de MILANKOVITCH 105 – de morte-eau / vive-eau 100 – orbital 105 Cystoïdes 171 cytoplasme 221 cytosquelette 221

D Danemark Danien Danube DARWIN Dasydiadocrium datation 230Th

122 192 235 159, 160 168 140

300 débitage Levallois 240, 241 déformation 91 demi-vie de l'élément 131 dendrochronologie 102, 146 Dent de Crolles 53 dents de Vertébrés 125 dépôt-centre 81 Dernier Quartier 101 désenglacement 127 déséquilibres radioactifs 138 désintégration radioactive 99 détachement 22 détroit de Gibraltar 234 Deutérostomiens 171 Dévonien 102, 161, 226 diachrone 245 diachronie 58 diachronisme 188 diagenèse 19, 89 diagraphies 58 Diatomée 43, 64, 68, 107, 160, 180, 184 Dickinsonia 223 Digne 100 Diois 54 Diplosastrea 140 Dipneuste 227 disconformity (discordance angulaire) 34 discordance 34, 37 – angulaire (disconformity) 34 – basculée 36 – cadomienne 35 – cartographique (unconformity) 34 – de ravinement 37 – en éventail 37 – panafricaine 35 – post-rift (post break up unconformity) 37 – progressive 37, 82 Discordia 135, 136 disque – d'accrétion 211 – "protoplanétaire" 210 dissolution 31, 89 Distephanus 180 disthène 31, 93, 94 divagation 82

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS divergence – antarctique – équatoriale – océanique domaine – méditerranéen – océanique profond Don Dora Maira dorsale pacifique doublets Doushantuo downlap Drac Dresde Drôme dropstone dune dynamique – explosive – lithosphérique

64 64, 67, 68 64, 164 243 230 235 49, 94 68 100 223 57, 72 148 138 43, 57, 86 89 26, 86 40 91

E eaux météoriques 129 éboulis consolidé 25 éburnéen 214 écailles tectoniques 78 échelle stratigraphique 195 Echinodermes 169, 224, 230 Echmatocrinus 224 écliptique 100, 106, 210, 211 éclogitisation 156 écriture 246 Ediacara 223 Ediacarien 168 édiacariennes 223 effet de serre 231 effondrement gravitaire 211 Egypte 242, 248 éléments-fils 131 éléments-pères 131 ELIE DE BEAUMONT 13 ellipsicité 105 elsonienne 214

INDEX emboîtée 129 émission lumineuse 154 endémisme 188 endoréique (bassin) 87 endosymbiose 222 endosymbiotiques 221 Endothyracés 171 enfouissement 89 enneigement 146 ensoleillement 107, 146 enzymes 216 Eocène moyen 78 éolien 24 Eoporpita 223 éphéméride 6 épidote 49, 133 épisode glaciaire 231 époques chaudes 233 Equateur 37, 64, 104, 135 équinoxes 100, 105, 106 erectus 240 ergaster 239 ergs 86 érosion / sédimentation (cycle) 212 éruptions cataclysmiques 92 Eskimos 237 espace disponible 71 Espagne 241 espèces panchroniques 161 étage 197 étain 245 étale de marée haute 100 éthane 216 éthylène 216 étoiles 209 Euarthropodes limivores 167 Eubactéries 219 Eucaryotes 221 Euglena 222 Europe 126, 212, 235, 241, 242, 245 eustatique (variation) 84 eustatisme 71 évaporites 234 événement 110 événements d'HEINRICH 123 Everest 81

301 Evolution évolution – biologique – cinématique excentricité excursion exhumation expansion – océanique explosion – biologique – volcanique exposition extinction

159 99 110 105 110 156 209 110 167 118 146 225

F faciès – cornéenne – éclogite – hémipélagique – schistes bleus – schistes verts faille listritique (courbe) Fe fécondation interne feldspath K feldspaths fente fer Fer de Lance fermeture du système fer rubané Fieldia Filicophyte filon(s) – -couche – d'épidote – de calcite – de chlorite – de quartz – horizontal – sédimentaire fil tranchant Finlande

33 157 53 157 23 37 216 228 132 154 30 245 19 132 213, 220 224 227 29 23 30 30 30 30 23 31, 37, 70 240 231

302

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

First Appearance Datum (FAD) 163 First Common Occurrence (FCO) 163, 165 First Occurrence (FO) 163, 165 Flamanville 33 flanc 14 – inverse 13, 21 – normal 21 flèche du temps 5 flexionnelle 246 flux de neutrons rapides 142 flysch 14, 17, 43 fonction chlorophyllienne 144 forage(s) 14, 18, 115, 120 – GRIP 123 – océanique 89 Foraminifères 64, 160, 161, 222 – benthiques 230 – pélagiques 230 – planctoniques 123 Forêt-Noire 168 forêt tropicale 124 formaldéhyde 216 formations 58 formes planctoniques 166 fort coefficient 101 fosse de subduction 77 fossés oligocènes 234 fossile(s) – fossile index 161 – fossile stratigraphique 23, 161, 168 – fossile vivant 161 fracture 27, 42 fragments de fission 148 fusain 144 fusion-laser 142 fusion nucléaire 210 Fusulines 171, 175, 176 Fusulinidés 188

G Galaxie galaxies Gange Ganymède Gargano

210 209 75 126, 212 163

Gastéropodes 24 gènes HOX 160 génome 221 géochimie 99 géochronologie 95, 99, 120 – isotopique 33 – nucléaire 131 géochronomètre 110 Giardia 222 Gibbon 237 Gingko 227 glaciation 233 – huronienne 231 glaciers 231 glacio-eustatisme 43, 84 glauconite 133 glaucophane 49 glissements sous-marins 78 Global Stratigraphic Section and Point (GSSP) 197 Globigérinidés 230 Globotruncana 192 Globotruncanidés 179, 188 gnomon 99 Golden spike (clou d'or) 197 golfe – Arabo-Persique 234 – du Mexique 122, 235, 236 Gondwana 215, 233 Gongylothorax 180 Goniatites 171 Gorille 237 226 GOULD GPTS 112, 116, 117 grade-datation 192 Grande-Bretagne 223 Grande Barrière 71 grandes divisions stratigraphiques 196 Grand Lac Salé 234 Grand Paradis 136 Grand Som 53 granite 31, 33, 128 granitoïde 31, 92 granoclassement 16 Graptolites 169, 171 Grasse-Cannes 42 Gravettien 241

INDEX Grèce greize grenat grenvillienne Grésivaudan GRIP (carotte) Groenland grotte Chauvet Guatemala Gunflint Gyalosphaeridium Gymnospermes gypse

303 119 25 93, 94, 133 214 86 156 108, 121, 123, 135, 156, 213, 218 140, 144, 241 242 218 168 230 19, 57

H Hallucigenia 224 Haplophrentis 224 harpon magdalénien 239 Haut-Himalaya 95 Haute-Garonne 239 Haute-Loire 48 Haute-Provence 110, 111, 182, 197 haute pression 93 haute température 33, 93 Hauts-Plateaux iraniens 243 heidelbergensis 240 Hémichordés 171 hémoglobine 160, 216 hercynien(ne) 92, 215 hétérotrophes 219 HH 211 210, 211 hiatus 36, 85 hiéroglyphiques 248 Himalaya 43, 47, 95, 128, 156, 161, 226 Hittites 245 Holothuries 171 Hominidés 238 Homininés 238 homme 237 Homo 237, 239 – habilis 238 – neandertalensis 241 – rudolfensis 238 – sapiens 241

horloge moléculaire Hormuz hornblende houiller Hudsonia hudsonien Hudsonland hydrates de gaz hydrothermale (altération)

159, 188 233 49, 133 173 214 214 214 233 132

I Icartien 214 idéogramme 246, 247, 248 ignimbrite 92 – campanienne 120 Iles de la Ligne 65 illite 133 impacts 91 Inca 248 Inde 213, 231, 242, 246 Indiens d'Amazonie 237 Indonésie 78, 119, 161 Indus 16, 34 industrie acheuléenne 240 information génétique 215 Insectes 173, 228 intercept – inférieur 136 – supérieur 136 intervalle transgressif (IT) 72, 166 Inuits 237 inversion du relief 45 inversions magnétiques 110 Io 212 Iran 117, 233 iridium 120 Irlande 226 Islande 119 isochrone 134, 157 isotope-fils 134 isotope-père 134 isotopes cosmogéniques 130, 143, 146 Israël 248 Italie 119, 163

304

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

J jadeite joint Jordanie Jupiter Jura Jurassique

Ladakh

94 27 248 212 184 24, 90, 230, 235

K K K/Ar (méthode) Kalahari Karakoram (Pakistan) Karoo karstique dissolution – ravinement – karst sous-marin Katmai kénoréenne Kenorland Kenya kérogènes kibarienne Kosi Krakatoa krypton

154 133 214 89, 152 173 24 31 37 70 92, 119 214 214 238 218 214 81 119 148

L l'Argentière-la-Bessée La/Ce (méthode) La Ciotat lac(s) – Besson – des Esclaves – du Bourget – Eyre – salé – Tchad lacunes d'érosion

50 133 31 15, 47 213 87, 141 234 234 86 85

16, 21, 34, 43, 95, 128, 130, 156, 161 Ladakh-Kangdese 31 Lagny 56 159 LAMARCK Lamayuru 43 laminations 101 Laschamps 110, 144, 146 Last Appearance Datum (LAD) 163 Last Common Occurrence (LCO) 163, 165 Last Occurrence (LO) 163, 165 Last Occurrence Datum (LOD) 163 latitude 146 laurentien 214 lessivage 129 Levallois 239 Levant 248 Lias 24, 85 Liban 248, 249 lichénométrie 127 lichénométrique 127 Lichens 127, 221, 226 lignées évolutives 188 lignine 230 limite Crétacé - Paléocène 122 limite Dévonien - Carbonifère 135 Limules 161 linéation enroulée 50 lithosphère 68 – continentale 214 – océanique 110 – rigide 81 lithostratigraphie 57, 59, 195 lœss 86, 108, 117, 155 log diagénétique 90 Lombardie 19 Lu/Hf (méthode) 134 Luc-en-Diois 86 LUCA 216, 217 Lucy 238 luminescence stimulée optiquement (OSL) 154 Lune 126, 212 Lunel-Viel 240 Lycophytes 226

INDEX

M Macigno 23 Mackenzia 224 macle 19 macromolécules 216 Madagascar 48, 161, 213 Magdalénien 241 magma 48 magmatiques (roches) 91 magnésium 234 magnétisme 99 magnétostratigraphie 110 malachite 243 Malte 27 Mammifères 185 manteau 212 marais-salants 234 marées 71, 100 – basses 100 – de morte-eau 100 – de vive-eau 100 – hautes 100 Margaretia 224 marge(s) – africaine 31 – arabe 17 – indienne 128, 156 – continentale 71, 233 – active 77 – en convergence 92 – en érosion 78 Mariannes 81, 180 Marne 57 Marpolia 224 marque de courant 36 Mas des Caves 240 Massif armoricain 37 massif circonscrit 33 matériel – clastique 71 – mantellique 134 Mauritanie 26, 51, 71, 135, 219, 220 May-sur-Orne 35, 36 Mazama 119 médio-atlantique (ride) 140 Méditerranée 74, 80, 234

305 méditerranéen 242, 245, 246 Megaclonophycus 223 Meganeura 228 méiose 221 membre chiridien 228, 229 Mercure 126 mer – d'Aral 86, 234 – Caspienne 235 – Noire 81, 235 – Tyrrhénienne 18, 31, 81, 120 Mésozoïque 174 Messinien 38, 74, 108, 197, 234 meta-gabbro 49 métallurgie 243, 245 Métamonadines 221 métamorphiques (roches) 91 métamorphisme prograde 94 Métazoaires à larves planctoniques 161 Meteor Crater 40 météorite 120 météoritique (arrosage) 91 méthane 233 méthanogènes 219 méthode – des moindres carrés 135 – U/Th-He 152 Mexique 191, 223, 242 Mg 216 micas 150 microfracture 28 Microsporidies 221 MILANKOVITCH (cycles de) 105 milieu océanique profond 64 minimum eustatique 71 Miocène – inférieur 78 – moyen 163 – supérieur 78 mitochondries 221, 222 modèle numérique de terrain 53 modifications génétiques 160 molasse 16 – marine miocène 100 – miocène 57 – subalpine 46 Mollusques 161, 224, 230

306

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

monazite 134 Mongenèvre 29 mont Blanc 127 mont Granier 53 Mont-Saint-Michel (baie du) 100 Montagne noire 22 Montagnette 53 Montana 222 moraine 47 – würmienne 87 MOTTURA (règle de) 19 moustérien 241 Moyen-Orient 241, 242, 243 multicellulaires 221 muscovite 133, 143, 157 mutation 159, 221

N N.O. Tethys 2 N2 atmosphérique Namibie Nanofossiles – calcaires Naples Napora nappes Hawasina Néogène Néolithique Népal Neptune Néron Nice Nil Nisusia nitrate nitrifiantes niveau de base nodule de marcassite Normandie Nostoc Nouveau-Mexique Nouvelle-Guinée Nouvelle Lune nouvelles potentialités

75 122 64, 223 163, 181 174, 184, 193 119 180 17 82, 181 242 116, 129 212 53 240 235 224 64 219 41 47 16, 35 218 173 242 101 160

noyau noyaux atomiques nuage d'OORT nucléosynthèse primordiale Nummulite

212, 221 131 210, 212 209 23, 35, 167

O obliquité 105, 106 obsidienne 240 océan – Indien 64, 114 – primordial 216 Odonate 228 ODP (Ocean Drilling Program) 18, 67, 69, 89, 108, 113, 115, 118, 120 œuf 221 Olduvai 110 Olenoides 224 Olenus 167 olistostromes 82 oliviers 105 Ollenellus 167 Oman 17, 19 onlap 72 Ontong Java 65, 68 ophiolite 19, 28, 29, 46, 128 Ophiures 171 OPPEL 162, 196 Optic Luminescence Stimulation (OSL) 154 or 245 Orang-Outang 237 ORBIGNY (D') 197 Orbitolines 167 Ordovicien 168, 226 Orénoque 79 organisation séquentielle 16 Orrorin 238 orthopyroxène 93 orthose 132 oscillations de DANSGAARD-OESCHGER 123 ossements 125 Ouest américain 105 Oursins 171 Oxytropidoceras 161 ozone 213

INDEX

307

P P Pacifique Pakistan Paléocène paléoclimatologie Paleofavosites Paléogène Paléolithique paléosols paléothermomètre I18O Palestine palinspastique Palynomorphes panafricain(e) discordance – Pangée Pannotia papyrus para-stratotypes Paradoxides paragenèse(s) Paragloborotalia siakensis paragonite parasites Paratéthys passage latéral de faciès pathogènes PDB pebble culture pechblende Pecopteris pédologique (altération) pélagique domaine – épisode – péninsule Antarctique pénokéen pente d'équilibre pentlandite péridotite période de l'élément période(s) – froide – inverse – normale

216 242 152, 187, 233 191, 192 232 103 185 6, 240 124 232 248 235 185 48, 215 35 215 215 248 197 167 33, 93 166 94 219 235 54 219 122 239 134 227 132 64 161 115 214 25 243 48 131 225 231 110 110

périodicités 100 perméabilité 58 Permien 17, 233 Permo-Trias 233 Pérou 64, 78, 93, 161, 233 Persée 210, 211 Peyre-Haute 90 Phanérozoïque 225, 232 phases de la Lune 6 phengite 49, 94, 133, 157 Phéniciens 248 phénomènes oscillants 99 Philippines 119 phonogramme 246, 248 phosphate 64 phosphore 64 photosynthèse 213 photosynthétiques 219, 220 phytoplancton (Coccolites) 64 pictogramme 246, 248 piémont 81 Pikaia 172, 224 Pilbara 218 pillow 16 Pinatubo 119 pins 105 plaine abyssale 71 plancher stalagmitique 140, 144 planctoniques 64, 161 planètes 212 planétésimaux 211, 212 plate(s)-forme(s) 71, 220 – carbonatée 71 – clastique 71 – océanique 68 plateau de la Serre 45 plateaux océaniques 68 Pleine Lune 101 Pléistocène 78 – inférieur 123 – moyen-supérieur 123 pli – couché 13, 14 – droit 34 – isoclinal 14, 36 – synschisteux 50 – synschisteux 21

308 Plio-Quaternaire 188 Pliocène 43, 78, 108, 235 – inférieur 38 Pluton 212 point chaud 213 pointe solutréenne 239 polarisation de la lumière 126 polarité 15 Polypiers 102 Porites 103 porosité 58, 89 Portugal 64 post-glaciaires 127 post-rift 37 post break up unconformity (discordance post-rift) 37 potassium 234 potassium - argon 142 poussières éoliennes 64 Praecordaites 227 pré-rift 75 Précambrien 35, 51, 135, 161, 205, 219, 220 précession 99, 105, 107 prédateur 242 Préhistoire 249 Premier Quartier 101 présolaire 211 Pression-Température-temps (P-T-t) 133 Primates 161, 237 principe – d'inclusion 46 – de recoupement 27 – de superposition 11, 12, 13, 27, 45, 49 prisme(s) – d'accrétion 78 – de bas-niveau 72 – de haut-niveau (PHN) 72, 166 – sédimentaire 71 Procaryotes 219 processus diagénétiques 89 Productacés 174 producteurs primaires 145 productivité 63, 71 profil – d'altération 129 – d'équilibre 41 – sismique 65, 79, 82, 87

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS profondeur de compensation de la calcite (CDD) 68 progradants (corps) 72 progradation 58, 75 prospection 58 protéines 64, 159 Protérozoïque 231 Protostomiens 171 Provence 31, 75, 161 Pseudodictyomitra 180 Ptéridospermale 227 Ptéropodes 64 puits de CO2 220, 230 Pulchellidae 188, 189 Purpurberg 138 Puy-de-Lemptégy 28 Pygmées d'Afrique 237 pyrite 216 pyroxène 49

Q qipu Qsaidam (bassin) Quaoar quartz quartzite quasi-accordance Quaternaire Queyras

248 87 212 154 240 37 43 49

R racémiques 126 racémisation des acides aminés 126 racloir moustérien 239 radiation 225 radioactifs 131 radiochronologie 32, 125 radiochronologiques (méthodes) 92 radiogéniques 131 Radiolaires 64, 68, 160, 171, 174, 180, 184, 193 radon (222Rn) 141 rapport isotopique initial 134

INDEX

309

rayonnement – de fond cosmologique 209 – ionisant 154, 216 – UV 226 Rb/Sr (méthode) 133 Re/Os (méthode) 134 réacteur nucléaire 142 réaction – de fission 148 – thermique 23 recoupement 27 recristallisation 89 rééquilibrage isostatique 71 règle de MOTTURA 19 régression 84 reliefs 91 Reptiles 171 Réserve Géologique de Haute-Provence 16, 101 respiration pulmonaire 228 rétrogradant (dispositif) 72 révélation de la trace 150 Rhizocarpon geographicum 127 Rhône 77, 235 ribozymes 216 ride de courant 15 rifting 37 rifts 86, 234 Ringue 48 ripple mark 15 roche(s) – basique 133 – méta-basique 133 Roche Torse 14 roche totale (RT) 132, 157 Rodinia 214 Rongeurs 161, 185 Rossella 180 Rudiste 20, 174, 183 Russie 223 rutile 94

S sables éolisés sablier

154 99

Sahara 51, 168, 233 Sahel 243 Sahelanthropus (Toumaï) 238 Saint-Jorioz 102 saisons 100 salars 234 Salt Range 233 sanidine 132 Santorin 119, 155 sapiens 237 sarcoptérygien 227 Sardaigne 38, 50, 142, 143 satellites 212 Saturne 212 savane chaude 124 Savoie 14, 25, 141 Scandinavie 223 Scenella 224 schistes – blancs 94 – du Pont-de-la-Mousse 16, 33 – et calcaires de Nehou 11, 12, 33 – verts 157 schistosité 21, 22, 50 sebkhra 234 secondes (temps double) 65 sédentarisation 242 sédimentation – condensée 85 – éolienne 86 sédiments 134 Sedna 212 sel 15 Selandien 192 sélection naturelle 160 Sénégal 64 séquence – de BOUMA 17 – de LOWE 17 – évaporitique 233, 234 – normale 14 – renversée 14 Sequoia 103 Serravallien 163, 165, 167 sexualité 221, 222 Shergol 128 Sibérie 108, 175

310 Sicile

13, 17, 19, 20, 23, 24, 25, 29, 38, 40, 70, 84, 108, 109, 163, 193, 197 Sierra Nevada 31 silex 240 Silicoflagellés 64, 180, 184 sill 23, 30 sillimanite 93 Silurien 226 Sinaï 248 singularité 209 sismique (méthodes de prospection) 58 Siwalik 81, 116, 187 Sm/Nd (méthode) 133 SMOW 122 sodium 234 Soleil 210 solstices 106 Solutréen 241 sondage 102 sonde ionique 132 spallation 145 spectroscopie de masse 132 speleothems 146 Spermaphyte 227 sphène 133, 150 Sphénophyte 227 Sphenopteris 227 Spinachitina 168 Spiriferacés 174 Spiriggina 223 Spiti 47 Spitzberg 175 Spongiaires 167, 223, 224, 230 spores 219 Sri Lanka 75 stalactites 140 stalagmites 140 staurotide 93, 94 Stenarocera 228 STENON 7, 13, 25, 49, 51, 57 stéranes 221 St Helens 119 Stomochordés 160 stratification(s) 22 – entrecroisée 53 – oblique 53

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS stratigraphie séquentielle 72 stratotype 82, 197 strie 28 stries de croissance 102 Stromatolites 52, 135, 161, 218 strontium 125 structure de trempe 29 subbriançonnais 14, 50 subduction 95, 156 fosse de – 49 submersible – Cyana 31, 142, 143 – Shinkai 6500 180 subsidence 71 – thermique 68 sulfates 234 sulfureuses 219 Sumatra 79 Sumer 246, 248 sumérien 246 superamas galactiques 209 surcreusement glaciaire 86 surface d'inondation maximum (SIM) 72, 166 susceptibilité magnétique 115, 117 symbiose Algue - Champignon 127 symétrie – en S 21 – en Z 21 syn-rift 37, 75 synclinal couché 21 Syrie 248, 249 systèmes 195 système solaire 38, 41, 209

T tabulaire Tallophytes talus – continental – néocomien Tambora tangue Tautavel

52 223 71 12 119 101 240

INDEX taux de production 144 taxons 188 – Lazarus 167 Taylorcyathus 167 Tchad 238 température – de blocage 133 – de clôture 133 – de fermeture 133 tempestites 220 temps (flèche) 5 temps-durée 5, 87, 91 temps-instant 5, 87, 91, 129 teneur en sulfate 121 téphrochronologie 118 Terra Amata 240 terrasse(s) 41, 148 – d'abrasion 42 – de comblement 42 Terre boule-de-neige 231 (voir boule-de-neige) terres cuites 154 Tertiaire 195 test carbonaté 144 tête plongeante 21 Téthys 17, 43, 47, 128, 156 tétrades 221 Tétrapodes 226 Texas 161, 235 Th 154 thalle foliacé 127 Thanétien 192 thermodynamique (état) 91 thermoluminescence 154, 156 Tibet 23, 87, 136, 234, 237 Tidalites 101 tillite 47 tissus 222 Titan 212 tithonique 14 Toba 119 Tonga 78 Toscane 22 Toumaï (Sahelanthropus) 238 traces de fission 148, 150, 157 transgression 84

311 Transvaal 231 trémie 16 Trias 15 Trilobites 167 Tripoli 108 tritium 131 Triton 212 trondjheimites - tonalites - granodiorites (TTG) 213 Trubi 108 Tso Morari 95, 156 tsunamis 78 T Tauri 211 Tunisie 122 turbidites 16, 75

U U U/Pb (méthode) ubac Ugarit UHP Ukraine ukrainien unconformity (discordance cartographique) unicellulaires Unité Astronomique upwelling Ur uraninite uranium urée Urkkavaara Uruk USA Utah

154 134, 213 146 249 94 223 214 34 161 210 64 213 134 134, 150 216 231 246 119 234

V vacuité vagues de tempêtes Vanuatu

78 71 140

312 Var variation(s) – eustatique – géochimique varves Vaucluse vêlage Vendia vendien Vénus Vercors Vergons verres volcaniques Verrucano Versoyen Vertébrés Vésuve virus vitesse – angulaire – de sédimentation – moyenne d'évolution vocontien (bassin) vol – battu – plané volcan – de boue Volga Volvox Vulcano

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS 42 71 118 102, 146 239 123 215 215 231 53, 73, 239 110 150 22 137 226 119 216 100 63, 68, 115 159 55, 110, 189 228 228 40 38, 79 235 222 40

W WALLACE Waptia Warrawoona Wenlock Williriedullum Witwatersrand

160 224 218 226 180 231

Y Yucatan

40

Z Zagros 117 Zechstein 233, 235, 236 ZFT 151 Zimbabwe 218 zircon 48, 134, 136, 150, 154, 157, 213 Zn 216 zone(s) – d'OPPEL 162 – de collision 33 – photique 64, 220 – tidale 220 zooplancton 64 zygote 221

TABLE DES MATIÈRES PRÉFACE ................................................................................................................................................

1

AVANT-PROPOS ......................................................................................................................................

3

INTRODUCTION : LA NOTION DE TEMPS ..................................................................................................... Le temps........................................................................................................................................... Dualité du temps : temps-durée et temps-instant ............................................................ Commencement du temps........................................................................................................ Appréhension du temps.............................................................................................................. L’enregistreur du temps ..............................................................................................................

5 5 5 6 6 7

PARTIE I - FONDEMENTS DE LA STRATIGRAPHIE 1 - PRINCIPE DE BASE DE LA STRATIGRAPHIE : LE PRINCIPE DE SUPERPOSITION .......................................... 1.1 - Définition ...................................................................................................... 1.2 - Contrôle de la régularité de la succession .................................................................. 1.2.1 - Couches plissées et couches renversées.......................................................... 1.2.2 - Critères de polarité ..................................................................................................... 1.2.3 - Superpositions tectoniques : surfaces de charriage et détachements ... 1.2.4 - Sills et filons horizontaux ......................................................................................... 1.3 - Dépôts non-horizontaux .....................................................................................................

11 11 13 13 15 22 23 24

2 - GÉNÉRALISATION DU PRINCIPE DE SUPERPOSITION .............................................................................. 2.1 - Le principe de recoupement ........................................................................................... 2.1.1 - Fractures ........................................................................................................................ 2.1.2 - Filons ............................................................................................................................... 2.1.3 - Massifs plutoniques intrusifs (batholites) et métamorphiques.................. 2.1.4 - Discordances et surfaces d’érosion..................................................................... 2.1.5 - Cratères et caldeira emboîtés ................................................................................ 2.1.6 - Terrasses emboîtées .................................................................................................. 2.1.7 - Coulées volcaniques étagées ................................................................................ 2.2 - Le principe d’inclusion ....................................................................................................... 2.2.1 - Conglomérats et brèches ........................................................................................ 2.2.2 - Inclusions magmatiques.......................................................................................... 2.2.3 - Minéraux ....................................................................................................................... 2.3 - Le principe de superposition généralisé, fondamental de la stratigraphie .....

27 27 27 29 31 34 38 41 45 46 46 48 48 49

3 - CONTINUITÉ LATÉRALE ....................................................................................................................... 3.1 - Caractérisation de la continuité latérale ...................................................................... 3.2 - Passage latéral de faciès................................................................................................... 3.3 - Lithostratigraphie .................................................................................................................

51 51 54 57

314

LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS PARTIE II - QUALITÉ DE L'ENREGISTREMENT DU TEMPS

4 - L’ENREGISTREMENT DU TEMPS PAR LES ROCHES .................................................................................. 4.1 - Enregistrement par les sédiments et roches sédimentaires ............................... 4.1.1 - Domaine pélagique .................................................................................................... 4.1.2 - Plates-formes océaniques ....................................................................................... 4.1.3 - Marges continentales passives ............................................................................. 4.1.4 - Marges continentales actives ................................................................................ 4.1.5 - Bassins de collision .................................................................................................... 4.1.6 - Bassins cratoniques ................................................................................................... 4.1.7 - Domaine continental ................................................................................................. 4.1.8 - Bassins intra-montagneux ....................................................................................... 4.2 - Effets de la diagenèse ....................................................................................................... 4.3 - Effets de la déformation .................................................................................................... 4.4 - Enregistrement par les autres types de roches .......................................................

63 63 64 68 71 77 81 84 86 87 89 91 91

PARTIE III - LES CHRONOMÈTRES 5 - DATATION DES ROCHES : GÉOCHRONOLOGIE......................................................................................... 99 5.1 - Méthodes fondées sur des phénomènes oscillants .............................................. 99 5.1.1 - Astrochronologie ......................................................................................................... 100 5.1.2 - Enregistrement des cycles de marée ................................................................. 100 5.1.3 - Enregistrement des cycles saisonniers .............................................................. 102 Varves ............................................................................................................................. 102 Stries de croissance des organismes ................................................................. 102 Dendrochronologie ..................................................................................................... 102 5.1.4 - Enregistrement des cycles orbitaux .................................................................... 105 5.1.5 - Magnétostratigraphie ................................................................................................ 110 Inversions ...................................................................................................................... 110 Variations de la susceptibilité magnétique ........................................................ 117 5.1.6 - Stratigraphie événementielle ................................................................................. 118 Explosions volcaniques............................................................................................. 118 Variations géochimiques .......................................................................................... 120 5.2 - Méthodes fondées sur des phénomènes continus irréversibles....................... 125 5.2.1 - Cratérisation ................................................................................................................. 125 5.2.2 - Racémisation des acides aminés ......................................................................... 126 5.2.3 - Lichénométrie.............................................................................................................. 127 5.2.4 - Intensité d’altération ................................................................................................. 127 6 - GÉOCHRONOLOGIE NUCLÉAIRE ............................................................................................................ 131 6.1 - Principe ......................................................................................................... 131 6.2 - Systèmes utilisés en Sciences de la Terre.................................................................. 132 6.3 - Mesure .................................................................................................................................... 132 6.4 - Problèmes et limites : fermeture du système .......................................................... 132 6.5 - Domaines d’utilisation ....................................................................................................... 133 6.6 - Méthode des isochrones .................................................................................................. 134 6.7 - Méthode U/PB : courbes Concordia et Discordia .................................................... 135

TABLE DES MATIÈRES

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6.8 - Méthode des déséquilibres radioactifs ....................................................................... 138 6.9 - Potassium - argon et argon - argon ................................................................................ 142 6.10 - Isotopes cosmogéniques ............................................................................................... 143 6.10.1 - Méthode 14C .............................................................................................................. 144 6.10.2 - Recalage de la courbe 14C .................................................................................... 146 6.10.3 - 26Al, 10Be, 36Cl in situ ............................................................................................. 146 6.10.4 - 10Be des laves ........................................................................................................... 148 6.11 - Traces de fission ................................................................................................................. 148 6.12 - Méthode U/Th-He ............................................................................................................. 152 6.13 - Thermoluminescence et luminescence stimulée optiquement ....................... 154 6.14 - Croisement de plusieurs méthodes ........................................................................... 155 6.15 - Reconstitution de l’histoire thermique d’un massif .............................................. 156 7 - BIOCHRONOLOGIE.............................................................................................................................. 159 7.1 - Fondements de la biochronologie .................................................................................. 159 7.2 - Fossiles stratigraphiques ................................................................................................... 161 7.3 - Chronozones et biozones .................................................................................................. 162 7.4 - Facteurs limitants ................................................................................................................. 164 7.5 - Groupes utilisés en biochronologie ................................................................................ 167 7.6 - Lignées évolutives ............................................................................................................... 188 7.7 - Pouvoir séparateur ............................................................................................................... 189 7.8 - Corrélations entre chronomètres .................................................................................... 193 8 - ECHELLE STRATIGRAPHIQUE................................................................................................................ 195 8.1 - Etablissement d’une échelle stratigraphique ............................................................ 195 8.1.1 - Subdivisions .................................................................................................................. 195 8.1.2 - Stratotypes et GSSP.................................................................................................. 197 PARTIE IV - HISTOIRE DU TEMPS 9 - QUELQUES ÉTAPES DE L’HISTOIRE DE LA TERRE ET DU SYSTÈME SOLAIRE .............................................. 209 9.1 - Naissance du temps cosmologique : Big Bang ........................................................ 209 9.2 - Naissance du système solaire ........................................................................................ 209 9.3 - Premiers temps de l’évolution de la Terre : différenciation noyau - manteau - atmosphère .......................................................... 212 9.4 - Formation de la croûte continentale : périodes d’assemblement et d’éclatement des continents ................................ 213 9.5 - Apparition et développement de la vie ........................................................................ 215 9.5.1 - Les molécules de la vie ........................................................................................... 215 9.5.2 - Les premières traces de vie................................................................................... 218 9.5.3 - Les organismes « primitifs » ................................................................................... 219 9.5.4 - La formation de l’atmosphère oxygénée au cours de l’Archéen ............... 220 9.5.5 - Le développement de la vie : apparition de la sexualité, des Eucaryotes, des êtres multicellulaires ....................................................... 221 9.5.6 - Première manifestation de la biodiversité : faunes édiacariennes ........... 223 9.5.7 - Explosion de la vie et crises biologiques ........................................................... 224

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LES ROCHES, MÉMOIRE DU TEMPS

9.5.8 - Conquête des terres émergées et de l’air ........................................................ 226 9.5.9 - Développement des organismes carbonatés pélagiques : le puits de CO2 profond ........................................................................................... 230 9.6 - Oscillations et crises climatiques globales : périodes froides et périodes chaudes .......................................................................... 231 9.7 - Oscillations régionales : crises salifères et séquences évaporitiques ............. 234 10 - APPARITION DE L’HOMME................................................................................................................ 237 10.1 - L’Homme .............................................................................................................................. 237 10.2 - Origine de l’Homme ......................................................................................................... 238 10.3 - Invention de l’outil paléolithique .................................................................................. 239 10.4 - Domestication du feu....................................................................................................... 240 10.5 - Invention du débitage Levallois .................................................................................... 240 10.6 - L’Homme de Neandertal ................................................................................................. 241 10.7 - L’Homme moderne ........................................................................................................... 241 10.8 - Invention de l’agriculture ................................................................................................ 242 10.9 - Invention de la métallurgie ............................................................................................. 243 10.10 - Invention de l’écriture .................................................................................................... 246 10.11 - Invention de l’alphabet .................................................................................................. 248 EXERCICES ET CORRIGÉS .......................................................................................................................... 251 Enoncés .............................................................................................................................................. 251 1 - L’Armentier................................................................................................................................ 251 2 - Barles, ruisseau du château ................................................................................................. 252 3 - Cusco............................................................................................................... 254 4 - Digne, barre de Chine ............................................................................................................ 255 5 - Microfractures dans les pouzzolanes du volcan de Lemptégy ............................... 257 6 - Le Luberon ...................................................................................................... 258 7 - Himalaya du Nepal .................................................................................................................. 260 8 - Alpes méridionales au nord de Venise ............................................................................. 265 9 - Somalie ............................................................................................................ 266 Corrigés .............................................................................................................................................. 268 1 - L’Armentier................................................................................................................................ 268 2 - Barles, ruisseau du château ................................................................................................. 268 3 - Cusco............................................................................................................... 269 4 - Digne, barre de Chine ............................................................................................................ 270 5 - Microfractures dans les pouzzolanes du volcan de Lemptégy ............................... 272 6 - Le Luberon ...................................................................................................... 272 7 - Himalaya du Nepal .................................................................................................................. 274 8 - Alpes méridionales au nord de Venise ............................................................................. 275 9 - Somalie ............................................................................................................ 277 BIBLIOGRAPHIE ....................................................................................................................................... 279 INDEX .................................................................................................................................................... 295