LES PLUS VIEILLES ROCHES CONNUES CONTENANT DES TRACES DE VIE (3)

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 164, novembre 2010

I.         La Formation de Gunflint, CANADA (Gunflint Iron Formation, 1,9 Ga)

 

La Formation de Gunflint, qui s’étend du Minnesota à l’Ontario, est un assemblage de roches sédimentaires chimiques et clastiques datant du Paléoprotérozoïque. Elle comprend également des gisements ferrifères. Elle apparaît dans les mines à ciel ouvert du chaînon du Mesahi, traverse la frontière canado-américaine à la hauteur du lac Gunflit et affleure aux chutes Kakabeka près de Thunder Bay pour ne réapparaître que sous forme de petits affleurements isolés près de Schreiber Beach sur le lac Supérieur. Elle s’étend sur près de 275 Km et son épaisseur varie de 100 à 180 mètres pour une valeur moyenne de 122 mètres (Goodwin, 1956, Fralick et al., 2002). C’est Stanley Tyner, de l’université du Wisconsin qui, le premier, décrivit les affleurements en 1953 lorsqu’il étudiait l’origine de ces gisements ferrifères.

 canada-political-map-lrgFig. 1 – Localisation de Thunder Bay  sur la carte politique du Canada

                 amethyst_geologyFig. 2 – Carte géologique de la région de Thunder Bay

Cependant, la géologie régionale de la formation de Gunflit est connue depuis les années 1920, grâce aux rapports de Broderick (1920) et de Gill (1924). Mais sa nature cyclique ne sera mise en évidence qu’en 1956 par Goodwin. Elle présente une succession unique de roches rubanées siliceuses et ferrifères – de l’oxyde ferrique (hématite) – en alternance avec des bancs de cherts[1] rouges, jaunes et gris. Le chert rouge, ou jaspe, est caractéristique de cette unité stratigraphique. Par endroits, le plancher de la formation renferme des stromatolites pouvant atteindre un mètre de diamètre.

La formation de Gunflit est l’un des trois membres du groupe Animikie. Elle est coincée entre les conglomérats de Kakabeka et les schistes de la formation Rove. L’hypothèse  communément admise, quant à sa formation, est que cette entité stratigraphique s’est déposée dans un environnement côtier orienté vers le sud (Awramik et Barghoorn, 1977 ; Fralick et al., 2002), dans un bassin marin (Barghoorn et al., 1977).

La formation de Gunflint se subdivise en quatre membres, de bas en haut :

  • Le conglomérat basal (appelé parfois Kakabeka Conglomerate) ;
  • Le Gunflint inférieur (lower Gunflint);
  • Le Gunflint supérieur (upper Gunflint) ;
  • Le Calcaire supérieur (upper limestone).

Le deux membres Gunflint ont, à leur tour, été divisés en sous-membres (Goodwwin, 1956). L’ensemble inférieur comprend :

  • Les cherts algaires (« algal chert »), à la base, déposés sur le conglomérat basal ou sur le substratum archéen. Ces cherts noirs présentent une texture stromatolitique et font partie intégrante de dômes algaires (stromatolites) ;
  • Les cherts-taconite (« taconite ») ;
  • Les cherts carbonatés (« banded chert-carbonate ») ;
  • Les grès tufés (« tuffaceous shale »), riches en pyrite.

L’ensemble supérieur comprend en plus :

  • Des schistes noirs ;
  • Des lits de cendres volcaniques.

Ces deux ensembles correspondent à des épisodes de transgression et sont d’origine marine (Simonson, 1985).

cross_section

 Fig. 3 – Schéma indiquant les relations géologiques entre les roches archéennes et protérozoïques, au nord du lac Supérieur.

(carte 2542 tire de Geology of Ontario)

La formation Rove supérieure se compose de schistes carbonés et de grès possédant des textures sédimentaires caractéristiques des turbidites.

La première description de structures étranges dans les roches précambriennes affleurant au niveau du lac Supérieur en Ontario est due au géologue français Lucien Cayeux (1911). Son rapport très concis ne comporte aucune illustration.

La flore de Gunflint a été étudiée réellement pour la première fois par Tyler et Barghoorn. Tyler a prélevé des échantillons de cherts noir de jais dans les affleurements de l’ensemble inférieur (lower algal chert member) visibles aux chutes de Kakabeka et sur la rive nord du lac Supérieur, près de la ville de Schreiber. A son grand étonnement, il y découvre, dans des lames minces, des milliers de petites sphères, sphéroïdes et filaments segmentés de moins de dix micromètres. Ces éléments étant dans la masse des échantillons ne pouvaient être dus à une contamination externe et contemporaine. Il en arrive à la conclusion qu’il s’agit de fossiles microscopiques : fossiles tridimensionnels d’algues et de champignons. Afin d’avoir une confirmation de sa découverte, il fait examiner des photographies de ceux-ci par le paléobotaniste Elsa Barghoom de l’Université de Havard. Ce dernier reconnaît dans ces structures des vestiges de cinq types d’organismes unicellulaires pétrifiés. Conjointement, les deux scientifiques publient un article dans la revue Science, en 1954. Celui-ci n’eut aucun impact sur le milieu scientifique de l’époque, les préoccupations scientifiques passant au second plan.

Dix ans plus tard, en 1965, Barghoom et Tyler publient un deuxième article plus élaboré dans lequel ils nomment leurs fossiles : Gunflintia, Kakabekia, Eoastrion (fig. 4) et cinq autres. Cette fois, cette publication fait sensation dans les revues scientifiques et dans les médias provoquant un emballement pour l’étude des fossiles des cherts du Précambrien. Malgré la découverte de traces plus anciennes, les procaryotes de Gunflint demeurent l’une des communautés fossiles précambriennes les plus diversifiées.

L’ensemble fossilifère de Gunflint est principalement constitué de deux espèces : des filaments (Gunflintia minuta) et des coccoïdes, coques ovoïdes ou sphériques (Huroniospora sp.). Elles sont accompagnées par des cellules plus rares, comme des microfossiles en forme d’étoile (Eostrion sp.) et des microfossiles en forme de parapluie (Kakabekia umbrelatta) (fig. 4).

L’hypothèse la plus communément acceptée par la communauté scientifique est d’associer Gunflintia à des cyanobactéries filamenteuses benthiques, capables de produire de l’oxygène par photosynthèse.

L’analyse minutieuse de ces microfossiles peut les affilier à deux groupes de bactéries :

  • les bactéries bourgeonnantes qui se reproduisent par bourgeonnement. Elles sont généralement aquatiques et vivent sur des surfaces ou en suspension ;
  • les bactéries engainées qui prolifèrent dans les eaux stagnantes, attachées à des surfaces submergées. Elles se caractérisent par le fait que les cellules, qui s’assemblent en filaments, sont enfermées dans une gaine.

Pour Huroniospora, le problème est plus complexe. Ce pourrait être :

  • des algues « bleues-vertes » de type Chroococcus (Cloud, 1965) ;
  • des endospores[2] produites par des espèces filamenteuses (cyanobactéries ou bactéries ferriques) ; des cellules végétatives en division (Lucari et Cloud, 1968) ;
  • des spores au sens large, comme des spores détachées du microfossile Kakakeria umbrellata (Tyler et Barghoorn, 1965) ;
  • des dinoflagellés, donc des cellules eucaryotes (Tyler et Barghoorn, 1965) ;
  • des spores de champignons (Tyler et Barghoorn, 1965 ; Darby, 1974) ;
  • des algues rouges (Tappan, 976) ;
  • un constructeur principal des stromatolites appartenant au groupe des cyanobactéries (Awaramik et Semikhatov, 1978).

Eostrion a été comparé à une bactérie actuelle qui oxyde le fer et le manganèse, Metallogenium (Klaveness, 1999).

En conclusion, les microfossiles de Gunflint sont tous, pour la majorité des scientifiques, procaryotiques. Toutefois, Knoll et al. (1978) avancent qu’aucun microfossile de cette formation ne peut-être assigné avec certitude à une espèce procaryote ou eucaryote. Le débat reste ouvert et seul de nouvelles techniques d’investigation permettront de trancher.

nano-faune Gunflint-1

Fig. 4 – Nanofaune de Gunflint

A ; – Eoastrion ; B – Eosphaer ; C – Gunflintia ; D – Kakabekia umbrellata

A la suite de la découverte de la possibilité d’organismes multicellulaires dans des unités lithiques dans le Michigan, les scientifiques se sont vus dans l’obligation de préciser la datation de la formation de Gunflint. Celle-ci a été un certain temps un point de désaccord entre les différents chercheurs. Hurley et al. ont estimé l’âge de la formation de Gunflint à 1,6 Ga ± 70 Ma, en déterminant les rapports K/Ar[3] et Rb/Sr[4] d’un mélange argileux illite-montmorillonite. Après correction, tenant compte de la perte d’argon radiogénique[5] estimé à 15-20%, ils ont proposé un âge de 1,9 Ga ± 200 Ma.

La dernière estimation a été réalisée par Fralick et al. en 2002. Pour cela, ils ont extrait des zircons de lits volcanoclastiques remaniés par les intempéries dans la partie supérieure de la formation. Une population de zircons automorphes[6] a donné un âge déterminé par la méthode de datation U-Pb, de 1.878,3 ± 1,3 Ma BP.

 

II.         Craton de Kaapval (Afrique du Sud, 3,66 – 3,5 Ga)

 

Le craton de Kaapval constitue les résidus d’un noyau continental ancien. Les roches que l’on peut y observer sont parmi les plus vieilles de notre planète : 3,66 – 3,5 Ga. Il s’est stabilisé vers 2,6 Ga. Ce complexe géologique se situe au Nord-Est de l’Afrique du Sud et recouvre une très vaste zone. Il est entouré de chaînes orogéniques plus jeunes. Il est probable qu’il a subi, entre 3 et 2,7 Ga, une collision de type arc continental, entraînant la formation d’une succession de bassins sédimentaires.

 Afrique du Sud

 Fig. 5 –Situation du Barberton Greenstone Belt

 

La région de Barberton (fig. 5) est le noyau le plus ancien du craton de Kaapvaal.  Elle constitue l’une des trois régions les plus anciennes de notre planète, après le S-O du Groenland (3,8 Ga) et le craton de Pilbara dans le N-O australien (3,5 à 3,2 Ga), que nous avons étudié dans le précédent bulletin. De façon simplifiée, Barberton est subdivisé en trois unités géologiques importantes :

  • La ceinture de roches vertes (Barberton Greenstone Belt – 3,55 – 3,21 Ga), constituée de laves et de sédiments ;
  • Les orthogneiss avoisinantes, avec quelques enclaves métamorphiques, qui se sont formés en trois épisodes : 3,55, 3,45 et 3,25 à 3,21 Ga. Ce sont des granites de type TTG[7] déformés ;
  • Des batholithes granitiques et syénitiques de grandes dimensions, donc plus potassique que les TTG, formés de 3,11 à 3,07 Ga.

La région a été secouée par quatre phases tectoniques majeures, accompagnées de plutonisme et parfois de métamorphisme :

  1. aux alentours de 3,55 – 3,50 Ga ;
  2. à 3,45 Ga ;
  3. à 3,29 – 3,21 Ga, phase majeure où le métamorphisme a été réellement préservé ;
  4. à 3,11 – 3,07 Ga, phase de déformation mineure, lors de laquelle on assiste à la mise en place des plutons tardifs.

A.  Barberton Greenstone Belt (3,55-3,21 Ga) (fig. 6)

 

Cette structure géologique se trouve dans la partie orientale du craton et montre les roches archéennes les mieux exposées. Elle consiste en une association de séquences volcaniques, basiques et ultrabasiques, et de roches sédimentaires, appelée « Greenstone Belt » (ceinture de roches vertes – CRV en abrégé). Ce serait le reliquat de la croûte océanique primitive, sûrement un plateau océanique. Sa formation est vraisemblablement due à une accrétion magmatique et au rassemblement de petits blocs de protocontinents. Ces blocs protocontinentaux auraient vu le jour lors d’un cycle de volcanisme d’arc et de sédimentation.

Barbertob-géol

Fig. 6 – Carte géologique de Barberton Greenstone Belt. Les unités en gris foncés sont les couvertures sédimentaires (Transvaal au nord, Karoo au sud). Les unités en blanc sont des roches plutoniques vieilles de 3,1 Ga. KaF : faille de Kaapmuiden – KoF : faille de Komati – ISZ : zone de cisaillement de l’Inyoni (Inyoni shear Zone) – IF : faille d’Inyoka.

La « Greenstone Belt » est un assemblage complexe de gneiss ancien (datant d’environ 3,6 Ga), de roches magmatiques et de sédiments (d’âge compris entre 3,5 et 2,6 Ga). Ces séquences ont été métamorphisées et/ou déformées et elles sont entrecoupées par une variété de plutons granitiques (3,4 à 2,6 Ga).

La stratigraphie de ce complexe géologique n’est pas encore entièrement définie, à cause des nombreuses formations discontinues latéralement, difficiles à corréler, et de la déformation importante de l’ensemble. De plus, il existe une forte différence entre les partie S-E et N-O de la CRV, de part et d’autre d’une faille majeure, la faille d’Inyoka. Toutefois, on y distingue classiquement trois unités superposées  et plissées ensemble, sur des bases lithologiques et chronologiques. De bas en haut, on rencontre :

  • le groupe d’Onverwacht (3,5 – 3,3 Ga), formé de laves basiques et ultrabasiques (komatiites), avec quelques sédiments chimiques (cherts) associés :
  • le groupe de Fig Tree (3,3 – 3,24 Ga), composé de grès volcanoclastiques et de sédiments chimique du type BIF[8] ;
  • le groupe de Moodie (3,23 – 3,21 Ga) se composant de grès et de conglomérats fluviatiles.

L’ensemble est ceinturé par des granitoïdes de plusieurs générations :

  • des TTG de 3,55, 3,45 et 3,22 Ga) ;
  • des granites potassiques, associés à des syénites datées de 3,11 Ga.

En août 2008 débute un forage dans le Barberton Greenstone Belt, à la base du groupe Fig Tree (3,25 Ga) dans le cadre d’une collaboration franco-sudafricaine (IPGP/AEON) : le Barberton Barite Drilling Project. Le site de ce forage a été choisi dans le flanc ouest du synclinal de barytine, où les lits des roches sédimentaires de la Formation Mapepe ont un pendage de 40° à 55° vers le sud.

Le but de ce forage est d’obtenir une séquence stratigraphique, à travers les komatiites altérées, les cherts noirs, les schistes, les grès et siltites tufacées, les dépôts de jaspe, et les lits de baryte. Cette séquence de roches ultramafiques, de sédiments clastiques et chimiques représente un assemblage manifeste des types de roches  représentatifs des fonds marins hydrothermaux du l’Arhéen ancien.

1.     Le Groupe d’Onverwacht

Le groupe d’Onverwacht occupe la base de la séquence. Il s’est formé, dans sa partie S-E, entre 3,55 et 3,26 Ga et atteint une épaisseur totale de 13 Km.  Par contre, la partie N-O s’est mise en place entre 3,3 et 3,25 Ga et est de moindre épaisseur (quelques kilomètres).

Dans la zone Sud-Est de la CRV, il se subdivise en Onverwacht supérieur et Onverwacht inférieur.

1)     La partie « inférieure » du groupe d’Onverwacht est un ensemble composite, formé de deux éléments séparés par la faille de Komati.

Elle est classiquement divisée en deux ou trois formations selon que l’on y inclut ou non la formation de Komati.

a.     Les formations de Theespuit et de Sandspruit

Ces deux formations sont les seules du groupe d’Onverwacht en faciès amphibolite. Elles sont en contact tectonique[9] avec le reste de la CRV.

La formation de Sandspruit n’existe que sous forme d’enclaves au sein des gneiss TTG au sud de la CRV, et ses différentes lithologies ne sont pas corrélables avec le reste de la CRV. De plus, les âges obtenus montrent qu’elle n’est pas spécialement plus ancienne que le reste du groupe d’Onverwacht.

La formation de Theespruit (3,547 – 3,453 Ga) qui fait environ 900 m d’épaisseur, est plus continue. Elle est composée de schistes ultrabasiques ou, au contraire, acides, qui sont les équivalents métamorphiques des laves basiques et des dacites. Cette formation est séparée du reste du groupe par la faille de Kamati. Ces deux entités sont peut-être simplement des équivalents métamorphisés et déformés de niveaux plus « supérieurs ».

b.     La formation Komati (3,48 – 3,47 Ga) qui est en continuité stratigraphique avec le reste du groupe. Cette entité consiste en une alternance d’épanchement de laves appelées komatiites (pour rappel, du nom de la rivière Komati) et de coulées de basaltes komatiiques en forme de coussins (pillow-lavas). Ces pillow-lavas dans des basaltes komantiiques ont permit de comprendre que la production des komatiites est effusive en milieu sous-marin. Depuis cette époque aucune autre komatiite n’est été produite, à l’exception toutefois de celles de l’île Gorgone en Colombie, il y a 88 Ma.

Les komatiites sont des laves particulièrement fluides et très chaudes (1.400 à 1.700° C) produites lors d’éruptions importantes. Ce sont des magmas basiques et ultrabasiques riches en olivine. Leur composition les distingue nettement des basaltes classiques : elles contiennent de 18 à 35% en poids d’oxyde de magnésium (MgO) contre 10% seulement pour les basaltes ordinaires.

Elles nous donnent un aperçu de la composition du manteau primitif. De part leur température d’émission très élevée et de la forte teneur en MgO, elles ont une faible viscosité, de sorte qu’elles s’écoulent d’une manière fluide et turbulente, sans formation de pillow-lavas.

komatiite à spirifexA la suite d’un refroidissement rapide et d’une élongation due à leur fluidité, les komatiites peuvent avoir une texture qui leur est particulière : texture dite « spinifex ». Les cristaux de pyroxène et d’olivine prennent la forme d’aiguilles fines sous l’influence du champ de vitesse du magma. Cette texture se compose d’une structure vitreuse à la surface du refroidissement, puis d’une répartition aléatoire des aiguilles (random spinifex) et enfin d’une zone aux aiguilles organisées (bladed spinifex). Cet ensemble est le résultat d’un refroidissement différentiel du magma (fig. 7).

La mise en place de la Formation Komati provoque un épaississement de la croûte océanique et devient le noyau des premiers continents.

Fig. 7 – Coupe d’une komatiite à structure spinifex

2)     La partie « supérieure » est classiquement divisée en trois formations :

a)     La formation de Hooggenoeg (3,47 — 3,44 Ga), atteint une épaisseur d’environ 3,9 Km.

Cette entité comporte également des komatiites et des basaltes komatiiques, mais en proportions inverses de celles de la formation précédente : on trouve plus de basaltes que de komatiites pures. On y observe aussi des sédiments siliceux (cherts) interstratifiés avec différents événements volcaniques. Ces sédiments, relativement rares à la base, se font de plus en plus présents au fur et à mesure que l’on remonte vers le sommet. En corrélant la diminution des komatiites pures et l’augmentation des sédiments depuis la base jusqu’au toit, on peut supposer que le volcanisme s’atténue, permettant l’altération des coulées antérieures et la formation de couches sédimentaires. L’environnement de dépôts de cette formation devait être celui d’un haut fond océanique.

Elle se termine par un niveau de dacite, grès et conglomérats, lequel est recouvert par les « Buck Reef cherts », niveau de cherts de 350 m d’épaisseur (3,416 Ga) ;

b)     La formation de Kromberg (3,44 — 3,33 Ga) qui fait 1,7 Km de puissance et se compose de basaltes et de komatiites, avec des intercalations de cherts. Elle se termine par un niveau de tuf acide ;

c)     La formation de Mendon (3,33 — 3,29 Ga), de 400 m d’épaisseur, comporte des komatiites et des cherts.

En réalité, il conviendrait de lui rattacher la formation de la Komatii (3,48 — 3,47 Ga), que l’on regroupe en général avec la partie « inférieure » du groupe d’Onverwacht, mais qui présente des caractéristiques assez similaires.

Ces trois (ou quatre) unités se caractérisent toutes par un faible degré métamorphique (ne dépassant pas le faciès des schistes verts), et des associations lithologiques très semblables, dominées par des laves basiques et ultrabasiques (komatiites et basaltes). Des intercalations de cherts sont fréquentes ; on trouve aussi de rares niveaux de grès, conglomérats et laves acides (dacites), qui sont plus ou moins les équivalents des plutons (TTG) avoisinants. L’ensemble est très similaire, en âge comme en composition, à la formation de Warawoona dans le Pilbara.

log-KrombergLe log à droite correspond à une coupe de référence faite dans les formations de Hooggenoeg, Kromberg et Mendon (donc allant de > 3440 Ma, à < 3330 Ma, soit au moins 110 Ma) effectuer sur les berges de la Komatii, dans la réserve naturelle de Songimvelo.

Ce log recouvre le sommet de la formation de Hooggenoeg, la formation de Kromberg, et la base de la formation de Mendon. (In. Hofmann et al., 2004. Excursion guide to the geology of the Barberton Greenstone Belt. Information circular n° 378, EGRI, University of the Witswatersrand)

Fig. 8 – Log montrant les 3 formations du Onverwacht supérieur

Dans la zone Nord-Ouest, le groupe d’Onverwacht est regroupé en une seule formation, indifférencie, la formation de Weltvreden. Elle se compose également de komatiites, de basaltes et de cherts mineurs. On y trouve des complexes basiques lités (dunites et pyroxénites), intrusifs qui jalonnent la faille d’Inyoka. Sa datation est imprécise et gravite aux alentours de 3,3 Ga.

2.  Le groupe de Fig Tree (3,26 – 3,23 Ga)

C’est l’unité intermédiaire de la CRV et la moins bien caractérisée ; ses affleurements sont mal définis. Ce groupe complexe, dans lequel il est difficile d’établir une bonne stratification est très discontinu. Il se caractérise par l’absence de laves basiques ou ultrabasiques. Il se compose en vrac de laves massives felsiques (dacites, rhyolites), ou de tufs acides, de grès volcanoclastiques, pauvres en quartz, riches en fragments lithiques et en feldspaths, dus à l’altération in situ des laves ou tufs volcaniques. On y trouve également des sédiments chimiques (BIFs).

Au Sud-Est, on a pu reconnaître deux formations qui ne sont jamais en contact normal, mais toujours tectoniques.

1)     La formation de Mapepe,qui fait quelques centaines de mètres d’épaisseur, est essentiellement constituée de sédiments devenant graduellement de plus en plus grossiers, de sédiments chimiques à la base, à des conglomérats au sommet. On y trouve plusieurs niveaux à sphérules millimétriques, riches en iridium, preuves d’impacts de météorites à 3,3 Ga, à « Baryte Valley » notamment. Ces niveaux correspondraient à trois impacts qui pourraient correspondre à la dislocation d’un astéroïde d’environ 50 km de diamètre, qui aurait percuté la terre en trois fois à peu de temps d’intervalle.

2)     La formation d’Auber Villiers, d’une puissance d’environ de 1 Km, se compose de laves dacitiques et de produits volcaniques associés : tufs et grès volcanoclastiques.

L’association de ces deux unités lithologiques suppose une sédimentation dans un milieu allant du profond au peu profond et même au côtier, à proximité de volcans. Peut-être le long d’un arc insulaire lié à une subduction.

formation MapepeFig. 8 – Stratigraphie des formations de Mapepe (gauche) et d’Auber Villiers (droite) (Lowe & Byerly, 1999)

Au Nord-Ouest, on retrouve cette même dichotomie que pour le bloc S-E avec :

1)     Les formations de Ulundi, Sheba et Belvue Road qui sont des formations à dominantes sédimentaires, chimiques (BIFs) et terrigènes (shales, grès – absence de conglomérats).

2)     Les formations de Bien Venue et de Schoongezicht (3,226 Ga) qui sont des formations à dominante volcaniques ou volcano-détritiques (dacites, tufs, grès volcanoclastiques).

 

Le groupe de Fig Tree peut être assimilé aux milieux que l’on rencontre de nos jours aux alentours des arcs insulaires : bassins d’avant et d’arrière arc.

 

3.  Le groupe de Moodie (3,25 – 3,21 Ga)

groupe de MoodiesLe Groupe de Moodie est l’unité la plus récente du complexe de Barberton. Contrairement aux autres entités, où les laves sont abondantes, le groupe de Moodie est constitué de sédiments détritiques, déposés dans un environnement aérien ou marin peu profond. Des grès quartzeux et des conglomérats forment les reliefs dominant les montagnes de la CRV. Ceux-ci sont recoupés par des dykes de roches felsiques.

Fig.9 – Colonne stratigraphique simplifiée, groupe de Moodies

(Hoffman et al., circulaire EGRI 378, 2004)

Comme toutes les séries détritiques, le groupe des Moodie présente à la base des conglomérats grossiers, constitué de toutes les lithologies[10] sous-jacentes de la région :

  • Granitoïdes variés ;
  • Eléments de laves basiques
  • Sédiments chimiques (cherts)

La partie Nord-Ouest a été subdivisée en trois formations, Clutha, Joe’s Luck et Baviaanskop. Toutes trois se composent d’une séquence analogue, allant de conglomérats à la base à des grès fins au sommet. La puissance globale de ce groupe est d’environ 3 Km.

La partie Sud-Est n’a pas été subdivisée. Elle comprend des éléments plus fins. Son épaisseur est estimée à 500 m (Heubeck & Lowe, 1994).

4.  Conclusions

En résumé, à la base du groupe d’Onverwacht, on rencontre les Formations de Theespruit et de Komati qui sont des séquences plutoniques et volcaniques. Bien que la Formation Komati soit structuralement au-dessus de la Formation Theespruit, on trouve dans cette dernière des âges antérieurs et postérieurs à ceux de Komati. Cela suppose qu’elles se sont mises en place séparément. Les formations supérieures consistent en des séquences sédimentaires et volcaniques (Formations Hoeggenoeg, Moodie, Fig Tree…). Le volcanisme se fait moins intense au fur et à mesure que l’on remonte dans la stratigraphie (Tableau).

Les groupes de Fig Tree et de Moodie sont plus jeunes que les formations précédentes, comme le montre le tableau I. Cependant, en certains points, elles se retrouvent sous celles-ci. Cela traduit une activité tectonique intense (compression) qui a permit des charriages importants.

Les trois unités de la Barberton Greenstone Belt sont plissées ensembles, en grands plis isoclinaux (synclinaux). Les flancs de ces plis sont étirés et rompus. Ainsi, dans le groupe de Moodie on observe des conglomérats étirés et déformés, ainsi qu’un contact par faille entre le cœur d’un synclinal formé par le groupe de Moodie et ses flancs composés de laves du groupe de Fig Tree.

stratigraphie Barbeton

  Tableau I – Stratigraphie succincte de Barberton

 

5.  La formation des premiers continents

Plusieurs hypothèses sont émises pour expliquer la formation des premiers continents durant l’Archéen. Nous en retiendrons deux :

  • Un point chaud serait à l’origine des komatiites et des basaltes komatiiques. Le magma en remontant aurait percé la croûte océanique et se serait épanché en surface. La partie centrale du point chaud (également appelé « plume » = panache en anglais) aurait produit les komatiites pures, tandis qu’en périphérie les basaltes komatiiques se seraient mis en place. La diminution de la teneur en Mg, au fur et à mesure que les formations Komati et Hooggenoeg s’établissent serait une preuve d’une baisse d’activité du « plume ».
  • Une subduction se serait produite dans cette région, permettant aux magmas locaux de s’hydrater et de former ainsi des komatiites. La raréfaction de celles-ci au fil du temps indiquerait un arrêt de cette subduction.

Dans les deux cas de figure, la création d’un vaste plateau océanique aurait permis l’accumulation de matériel, de le densifier, et de créer ainsi les premiers continents terrestres.

6.  Traces de vie

a)       Cyanobactéries

Les microfossiles trouvés dans le complexe de Barberton sont un peu moins anciens que ceux d’Australie que nous avons décrits dans l’article précédent.

Les plus vieux proviennent de deux niveaux du groupe d’Onverwacht (CRV) : l’un près du sommet de la formation de Hooggenoeg, l’autre à la base de la formation sous-jacente de Kromberg.

En 1966, Pflug trouve, près de Barberton, un sphéroïde qu’il pense être une cyanobactérie coccoïde, Archaeosphaeroides barbertonensis, de 20 µm de diamètre. La même année, Barghoorn et Schopf extraient des mêmes couches de Fig Tree, le plus vieux bacille, Eobacterium isolatum. En 1976, Boureau publie une photo d’une magnifique sphère de 106 µm de diamètre. Pourtant, tous ces objets s’averront ne pas avoir une origine biologique, ce sont des pseudofossiles.

En 1985, Walsh et Lowe dégagent, d’une couche de matière carbonatée du premier niveau, 185 spécimens de filaments sans septum[11]. En s’attaquant au second niveau, ils trouvent entre les lamelles d’un stromatolite de Kromberg, plus de 200 individus sous forme également de filaments. Deux types s’y côtoient : l’un consiste en filaments pleins, opaques larges de 0,1 à 0,6 £m et long de 10 à 150 µm ; l’autre en tubes de même longueur mais plus large, de 1,4 à 2,2 µm. Ces derniers auraient servi d’enveloppe à des colonies bactériennes.

Déjà, en 1976, Muir et Grant avaient récolté des microsphères dans la formation de Kromberg. Malheureusement celles-ci sont médiocrement conservées et de très petite taille.

En 2001, après un réexamen au microscope électronique, des diverses formes non filamenteuses trouvées dans ce complexe géologique, Walsh et Lowe publient un mémoire dans lequel ils doutent de l’origine biologique de certains spécimens, bien qu’elle soit possible. Toutefois, deux catégories d’objets présentent une apparence d’authentiques Procaryotes.

  1. Les microsphères de Muir et Grant sont malgré tout de bons candidats. L’examen au microscope électronique révèle que leur paroi s’apparente à celle des Cyanobactéries coccoïdes actuels. Certaines concentrations laissent à penser que l’on serait en présence d’agrégats coloniaux.
  2. De petits objets en forme de « saucisses », détecté dans une sorte de biofilm, par Westall, dans une plaque de la formation de Hooggenoeg sont également susceptibles d’être d’authentiques fossiles de microorganismes. Elles sont apparentées à des Cyanobactéries bacillaires.
  3. Un troisième candidat est bien sûr la forme filamenteuse qui correspond à des Cyanobactéries filamenteuses.

Ces trois formes de Cyanobactéries se situeraient entre 3,35 et 3,30 Ga au lieu des 3,465 Ga de Pilbara en Australie.

b)       Stromatolites

Nous avons vu plus haut que les roches du groupe d’Onverwacht étaient plutôt d’origine volcanique, des coulées de laves entouraient des îlots de cherts sédimentaires peu épais. Celles du groupe de Fig Free étaient sédimentaires. Ce changement d’environnement se traduit également au niveau des stromatolites. Ceux de Fig Tree sont mieux élaborés que ceux d’Onverwacht. Ils présentent l’aspect de stratifications par vagues superposées ou de courtes colonnes constituées de lamelles coniques emboîtées.

 Structures sphériques Kromberg

Fig. 10 – Structures sphériques dans la formation de Kromberg (Westall et al., 2001).

(a) : sphérules isolées, ou groupées en paires et triplets (barre d’échelle : 1µm) – (b) : amas de sphérules bactériomorphes dans des pseudomorphes d’aragonite (barre d’échelle : 20 µm) – (c) et (d) : amas de sphérules dans une pseudomorphe de calcite (barre d’échelle : 5µm)

Fig. 11 – Structure en bâtonnets dans la formation de Kromberg.

(a, b) ou de Hooggenoeg (c, d, e) (Westall et al., 2001)

(a, b): structures en bâtonnets incluse dans un grain de quartz (a) ou sur des grains de phyllites (b) (échelle 5 µm) – (c, d): empreintes de structures bactériomorphes (échelle: (c) 1 µm, (d) 0,5 µm) – € : empreinte bactériomorphe (cellule en division?) (échelle 1 µm)

7.  Conclusions

On peut penser que la plupart des plus anciens organismes étaient benthiques. Ils devaient proliférer au fond des océans ou au-dessous du plancher marin, sous formes de filaments ou d’amas, c’est-à-dire en colonies linéaires ou non. Vraisemblablement qu’à la fin de l’Archéen et au début du Protérozoïque, un nouveau type de microorganismes va se développer, les coccoïdes solitaires.

III.            BIBLIOGRAPHIE

  • Labrot P. (2006) – Microscopie à force atomique de microfossiles précambriens, Thèse présentée à l’Université d’Orléans pour obtenir le Grade de Docteur de l’Université d’Orléans
  • Moyen J.-F. (2007) – La région de Barberton, extrait du livret-guide écrit pour l’excursion organisée par l’association méta-odos.
  • Teyssèdre B. (2002) – La vie invisible – Les trois premiers milliards d’années de l’histoire de la vie sur terre, L’Harmattan, coll. « Arts & Sciences de l’Art ».
  • Parcours du Monde – L’Afrique du Sud : Mémoire de la Terre, A.E.S.T.P.7, sept. 2006.

 

 

(à suivre)


[1] Chert : au sens anglo-saxon, roche sédimentaire siliceuse et accident siliceux formés surtout de calcédoine et/ou d’opale, d’origine chimique ou biochimique.

[2] Endospore : ici, paroi squelettique interne de diverses spores (Champignons).

[3] Rapport K/Ar : méthode de datation applicable aux roches magmatiques et métamorphiques. Elle permet d’estimer des âges de -500.000 ans à plusieurs millions d’années. Le potassium (K) se désintègre en 1,251 Ga pour donner de l’argon (Ar) qui reste emprisonné dans le réseau cristallin de la roche. Il suffit d’établir le rapport de ces deux éléments pour en déduire l’âge de la roche depuis sa solidification. Il faut toutefois tenir compte de la contamination des roches par l’Ar atmosphérique.

[4] Rapport Rb/Sr : méthode de datation applicable aux roches magmatiques et métamorphiques de plusieurs milliards d’années. La demi-vie du rubidium (Rb) est de 50 Ga. Ne connaissant pas le rapport au départ, il est nécessaire d’utiliser deux méthodes de datation avec deux minéraux de la même roche. C’est pourquoi les deux méthodes K/ar et Rb/Sr sont souvent associées. Les rapports sont introduits dans un système d’équations mathématiques et de graphiques qui permet de dater la roche.

[5] Radiogénique : qui est le résultat d’une désintégration radioactive.

[6] Automorphe : s’applique à un minéral se présentant sous la forme d’un cristal parfait, ou, au moins, limité par des faces cristallines planes.

[7] TTG : pour rappel, roches de composition tonalite, trondhjémite et granodiorite ( voir Bulletin n° 162).

[8] BIF : pour rappel, Banded Iron Formation = minerais de fer rubanés (voir Bulletin n°163).

[9] Contact tectonique : correspond à un contact anormal, entre deux terrains ayant subi des déplacements (accident).

[10] Lithologie : ici, nature des roches d’une formation géologique.

[11] Septum : cloison de séparation entre deux cellules.

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