Le temps en geologie

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LE TEMPS EN GEOLOGIE Introduction Toute histoire, y compris celle de la Terre, ne peut s’ écrire qu’ à condition   de pouvoir situer les diff érents évènements qui la forment dans le tps et la dur ée. Ainsi le tps, pour nous, le temps, notion abstraite, se mat érialise le plus   souvent par la trotteuse de l'horloge qui marque les secondes, les minutes ou les   heures, le calendrier qui indique les jours, les mois, les ann ées. Pour les   géologues, se manifeste sous l’aspect de la dur ée, le d éroulement continu   d’évènements successifs. (Mais pour d éfinir sa mesure il est n écessaire de la   rapporter à un ph énomène mat ériel). Pb :  ­    comment peut­on situer dans le tps les  évènements g éologiques qui se   sont succ édés ? ­ est­il possible de conna ître leur dur ée ? ­ quels vont  être les m éthodes d’ élaboration de l’ échelle des tps   géologiques et sur quels ph éno mat ériels vont­elles se baser  ? Présentation du plan de devt  : Nous allons voir dans une 1 ère partie que les   roches fournissent des renseignements pour les situer les uns par rapport aux   autres, c’est ce que l’on appelle la chronologie ou datation relative, pour   comprendre, dans une 2 ème partie, comment les scientifiques ont  établi l’ échelle  èmedes tps g éologique. Enfin, dans une 3  partie, on montrera comment la datation   absolue permet de dater et de faire co ïncider la chronologie relative et la   datation absolue. 1­ La datation relative date les  évènements les uns par   rapport aux autres La datation relative ne donne jamais de date pr écise, elle se contente de dater   les évènements les uns par rapport aux autres. 1.1­ La position relative des roches donne des informations sur   la chronologie des  évènementsa­ le principe de superposition Il s’applique aux roches s édimentaires et aux laves. Les s édiments les + r écents se d éposent tjs sur les + anciens. Ainsi,  une  couche s édimentaire est + r écente que celle qu’elle recouvre . Attention toutefois, l’ordre de s édimentation peut­ être perturb é suite  à un   plissement important. La couche 1 est + vieille q la 2 par ex. b­ le principe de recoupement Une couche qui en recoupe une autre lui est post érieure.  Ainsi, la cristallisation d’un granite intrusif se fait lors de l’ascension d’un   magma. Les roches encaissantes sont donc + anciennes que l’intrusion   granitique, et peuvent avoir  été modifi ées par la chaleur dissip ée par le magma   en cours de refroidissement (m étamorphisme de contact).  Il en est de m ême pour les  éruptions volcaniques  : les chemin ées et les filons   associés à la mont ée d’un magma sont + r écents que les roches qu’ils traversent. Se principe s’applique aussi aux d éformations subies par les roches apr ès leur   genèse : un pli, ou une faille, sont post érieurs aux roches affect ées par le   plissement ou par le d éplacement relatif de 2 compartiments. Lorsqu’une strate horizontale recouvre des strates redress ées par un   plissement, par exemple, on parle de discordance. Celle­ci indique une phase  d’émersion post érieure au plissement, et ant érieure à la s édimentation des   matériaux de la strate non pliss ée, entrecoup ée d’une phase d’ érosion. a) Discordance d' érosion: l'exemple ci­dessous illustre ce qu'on entend par ce   type de discordance.  Cette surface irr égulière entre roche ign ée et roche s édimentaire, dans l'exemple   ci­haut, est une discordance d' érosion. Dans les exemples pr écédents, le temps   géologique est repr ésenté par le temps de d épôt des couches ou par la mise en   place d'intrusions qui repr ésentent des  événements courts en temps. Ici, la   discordance d' érosion repr ésente aussi du temps g éologique, mais du temps o ù,  non seulement il n'y a pas eu de d épôt, mais o ù il y a eu  érosion, suppression de   dépôt.  b) Discordance angulaire : l'exemple qui suit illustre en s équence comment se   forme une telle discordance. Comme dans le cas pr écédent, cette discordance repr ésente du temps   géologique, ici, tout le temps du plissement et de l' érosionTransition : l’ étude de la g éométrie des terrains permet de pr ésenter une   datation relative des terrains, en repla çant des  évènements les uns par rapport   aux autres. 1.2­ La nature et le contenu des roches apportent des   informations importantes pour situer les  évènements les   uns par rapport aux autres L’étude de la nature et du contenu des roches fait appel  à la litho­ et   biostratigraphie, c'est­ à­dire à l’ étude du contenu lithologique et biologique   (respectivement) des strates. a­ Apport de la lithostratigraphie Principes : la lithostratigraphie a pour but de caract ériser la succession des   strates par leur contenu lithologique = lithofaci ès. èreLa 1  d émarche des G éologues consiste  à d écrire des couches caract érisées  par leurs propri étés p étrographiques, s édimentologiques et pal éontologiques. • La couche  : = banc = + petit unit é d écelable sur le terrain.   Généralement, elle n’est utilis ée que dans les descriptions   stratigraphiques d étaillées. Toutefois certaines couches servant de   bancs rep ères ont re çu des noms particuliers ­ « bancs à poissons  » situ és à la base des schistes cartons du   Toarciens inf. ­ « banc bleu  » dans l’Oxfordien inf du Jura    •     La formation  : ensemble de couches qui poss èdent le m ême faci ès  ou des faci ès voisins. Ses limites correspondent  à des changements de lithologie   et co ïncident souvent avec des discontinuit és importantes dans la s édimentation. Elle implique des conditions de d épôts proches et identifiables  à  l’observation sur le terrain (ou en forages). L’ épaisseur des formations est tr ès  variables : de qqs dizaines  à qqs centaines de m dans des bassins de   sédimentation o ù les conditions sont rest ées relativement constantes pdt une   longue dur ée. Une formation tr ès caract éristique peut servir de niveau rep ère pour des   conditions locales ou r égionales. Par ex  :­ un niv condens é ou un niv fossilif ère peut avoir une extension tr ès  locale et ne servir de niv rep ère que pour 1 extension   géographiquement faible ­ tandis qu’un niveau de cendres volcaniques (cin érites) peut avoir   une extension grande et permettre des corr élations sur de grandes   dstances. Ex de formations  : ­ grès armoricain de l’Ordovicien de Bretagne ­ calcaire de Caen du Bathonien de Normandie Principe de continuit é lat érale : Bien que sa base soit +  âgée que son sommet,   on consid ère que l’ âge d’une strate est le m ême sur toute son  étendue.  Cependant, ces corr élations sont ais ées tant que le faci ès reste le m ême (pas de   passage lat éral de faci ès). La lithostratigraphie poss ède cependant qqs limites. En effet, il est   nécessaires de rechercher 1 ref ind épendante de la s édimentation car, d’une part,   la s édimentation discontinue n’enregistre qu’une partie du tps et, d’autre part,   les limites de faci ès li ées à des modifications du milieu de s édimentation  peuvent être diachrones. Par ex  : la base des calcaires  à entroques du Bajocien   est dat ée Bajocien inf en Haute­Sa ône et Bajocien moy en C ôte d’Or. La r éférence ind épendante de la s édimentation va  être le contenu   paléontologique des couches qui va permettre de corr éler les roches   géographiquement éloignées, de les dater de mani ère relative et de comparer   l’âge relatif de diff érentes roches dans l’espace et dans le tps. L’étude du contenu pal éontologique des strates correspond  à la   biostratigraphie. b­ Apport de la biostratigraphie Fondée sur le principe d’ évolution irr éversible des esp èces. Un canevas   chronologique peut­ être établi à partir des apparitions, des abondances   maximales ainsi que des associations de diverses esp èces. Limites : bien s ûr, la biostratigraphie ne va pas  être applicable qu’aux   roches s édimentaires qui se sont form ées apr ès que la vie soit apparue sur Terre   et que ses restes vivants se soient fossilis és, et surtout que les esp èces fossiles se   sont diversifi ées de mani ère à parvenir  à subdiviser finement le tps g éologique.Ainsi la biostratigraphie ne concerne que la p ériode de l’histoire de la Terre   contenant des restes fossiles d éterminables appel és «  Phanérozoïque », et, bien   entendu, que les roches s édimentaires contenant des fossiles. Principe d’identit é pal éontologique : les fossiles d’esp èces n’ayant   connu,  à l’ échelle des temps g éologique qu’une br ève dur ée d’existence, ne   peuvent se rencontrer que dans qqs strates seulement. Ces fossiles peuvent   constituer alors localement des marqueurs du tps.  On parle de  fossiles stratigraphiques.  Ainsi, toute couche qui contient les   mêmes fossiles est consid érée de m ême âge en tout point du globe. Ex : une couche s édimentaire situ ée aux USA et contenant les m êmes  fossiles que le calcaire du Comblanchien mais de composition diff érente à ce   calcaire, sera quand m ême dat é de la m ême époque. Ex de fossiles stratigraphiques  : Calymene est un Trilobite (Arthropode   fossile du Primaire). Ce fossile permet de dater la roche qui le contient car il   semble être caract éristique d’une p ériode : le Silurien. De m ême que certains   genres fossiles sont caract éristiques de qqs  étages, certains fossiles peuvent  être  caractéristiques de p ériodes + importantes comme le groupe des Trilobites qui   caractérise une  ère compl ète (l’ ère Primaire). èreBiozone : = unit é fondamentale de la biostratigraphie d éfini pour la 1  fois   dans le Jurassique. Elle englobe tous les terrains correspondants  à l’extension   verticale et horizontale d’une esp èce ou d’une association d’esp èces. Cette unit é  de base de l’ échelle biostratigraphique est donc limit ée par l’apparition et/ou  la   disparition d’une ou plusieurs esp èces. L’extension g éographique des taxons est tr ès variable. Si certaines   biozones ont une extension quasiment mondiale, comme les zones  à Ammonites   du Jurassique inf, certaines d éfinissent des prov