Sciences de la Terre

Articles relatifs aux sciences de la terre, généralement parus dans le Bulletin du G.E.S.T.

ROCHES ARCHEENNES ET TRACES DE VIE

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 162, juillet 2010

I.         INTRODUCTION

 

Dans l’article sur « L’écorce terrestre – Les forages profonds », j’ai abordé succinctement l’âge des plus anciennes roches connues. J’aimerais revenir plus en détail sur celles-ci car elles sont riches d’enseignement, sur la formation de la croûte continentale et sur l’apparition de prémices de vie sur notre planète. Il est à signaler que Luc André[1] et son équipe du Musée royal de l’Afrique centrale (MRAC), en collaboration avec le britannique Stephen Moortbath de l’Université d’Oxford, se sont lancés dans une méthode d’analyse originale afin de détecter la présence probable d’indice de vie dans des roches parmi les plus anciennes remontant à l’Archéen, soit vers 3,8 Ga[2]. Cette technique est basée sur la mesure du rapport isotopique du silicium (Si) contenu dans ces roches. Jusqu’il y a peu, les plus vieux fossiles découverts appartenaient à la Formation Gunflit en Ontario et remontaient à 1,9 Ga. Depuis, de nouvelles traces de microfossiles ont été découvertes un peu partout  dans des terrains plus anciens.

La période qui nous intéresse ici est ce que l’on nomme l’Archéen. Elle représente un tiers de l’histoire de la Terre et se situe entre 4,2 et 2,5 Ga. Ces dates correspondent toutes deux à des faits marquants qui jalonnent l’évolution de notre planète :

  • 4,2 Ga est l’âge des plus vieux zircons continentaux rencontrés à ce jour ;
  • 2,5 Ga est celui où de nombreux plutons granitiques recoupent les boucliers archéens, marquant la fin de l’activité interne intense qui régnait jusque là.

On retrouve l’Archéen en affleurement à plusieurs endroits : en Antarctique, au niveau du bouclier amazonien, du craton sud-africain, au niveau du bouclier du Groenland et du Nord de l’Amérique du Nord, en Inde, au niveau du bouclier sibérien, du bouclier nord coréen et la partie ouest de l’Australie (fig. 1).

Archéen situation

Fig. 1 – Zones d’affleurement de l’Archéen

II.      FORMATION DE LA CROUTE CONTINENTALE

 

La Terre a pris naissance, il y a 4,55 Ga sous la forme d’une masse rocheuse en fusion. Au cours de son refroidissement, la majorité de l’eau contenue dans son atmosphère, sous forme de vapeur, s’est condensée et a formé les océans, riches en composés chimiques. Ceux-ci permettront l’élaboration de structures plus complexes et par évolution l’apparition de molécules organiques, à la base de l’éclosion de la vie.

La majeure partie de la croûte continentale de notre planète s’est formée pendant l’Archéen. D’après les résultats de nombreuses analyses, on sait que cette croûte était composée, en majorité,  de trois lithologies[3] :

  • Des orthogneiss[4] gris, souvent très déformés (70-80%) ;
  • Des bassins volcano-sédimentaires (ceintures de roches vertes[5], Greenstone Belt en anglais) (10-20%) ;
  • Des granites potassiques tardifs, recoupant les éléments précédents (10-20%).

Les orthogneiss gris, composants majeurs des provinces archéennes, montrent une composition de nature TTG (tonalite-trondhjémite-granodiorite), c’est-à-dire composée de granitoïdes sodiques qui sont des tonalites, variété de diorites quartzifères ; de trondhjémites, correspondant aux plagiogranites de la classification de Streckeisen ; et de granodiorites. Le plagioclase représente, dans les trois types de roches, le feldspath dominant.

Pour rappel, le système de classification des roches magmatiques de Streckeisen repose sur le principe de l’abondance relative des minéraux courants les plus significatifs tels le quartz, les feldspaths alcalins, les feldspaths calco-sodiques ou plagioclases, les feldspathoïdes, l’olivine, les pyroxènes et les amphiboles.

La tonalite est une roche plutonique, issue d’un volcanisme précoce dans une dynamique de subduction. C’est une diorite quartzique à biotite et horblende.

La trondhjémites ou plagiogranite est une variété de granite tholéitique dépourvu de potassium, avec l’albite comme seul feldspath alcalin, mis en place en milieu marin. Associés à la croûte océanique, les trondhjémites résultent d’une différenciation poussée d’un magma à l’origine basaltique.

Le granodiorite est une roche magmatique plutonique grenue, composée principalement de quartz et de feldspath dans lesquels, les plagioclases sont dominants par rapport à l’orthose. Les minéraux secondaires sont la biotite, l’amphibole et le pyroxène.

La série des roches vertes est constituée des roches suivantes en partant du haut vers le bas :

  • Roches sédimentaires comportant des quartzites ferrugineux, des conglomérats de roches sédimentaires, avec peu d’éléments basaltiques, et arénites ;
  • Roches calco-alcalines du type dacite et rhyodacite ;
  • Basaltes tholéitiques et roches ultrabasiques extrusives, notamment des komatiites.

Les basaltes mis en place à l’Archéen ont des structures de type pillow, ce qui indique la formation sous eau. Les komatiites ont de l’olivine en inclusion avec une structure buissonnante, en spinifex qui indique une cristallisation en surface.

La figure 2 montre que, quelque soit le modèle adopté, la croûte océanique présente une croissance rapide à l’Archéen, puis plus lente. Donc, à la fin de cette période (2,5 Ga) la plus grande partie de la croûte continentale était formée (80%). Une faible portion de celle-ci est restée tel quel. Par contre la plus grande part s’est vue impliquée dans des cycles orogéniques divers et de ce fait, a fondu, s’est déformée, métamorphisée, etc. pour former en définitive les continents actuels.

Croûte continentale-1

Fig. 2 – Quantité de croûte continentale formée, en fonction du temps, pour différents modèles

Dans quel contexte se sont formés ces TTG ? Les modalités de formation de la croûte archéenne font l’objet du vif débat dans la communauté scientifique. Toutefois, la comparaison avec d’autre processus pétrogénétiques, tels que la formation des adakites, a permis de conclure que les TTG ne peuvent qu’être le produit de la fusion partielle de basaltes hydratés dans un champ de stabilité[6] du grenat (10-25 kbar de pression).

Les adakites sont des laves basaltiques particulières, dont le nom dérive de l’île Adak, dans les Aléoutiennes. De composition dacitique, elles contiennent de 56 à 70% de silice (SiO2) et sont riches en oxyde d’aluminium (Al2O3), oxyde de sodium (Na2O) et strontium (Sr), mais pauvre en yttrium (Y). Contrairement aux TTG, les adakites semblent provenir de la fusion partielle d’une croûte océanique jeune et encore chaude. Elles sont donc de formation plus récente que les TTG.

Quel est le processus géologique qui peut amener des basaltes hydratés à une pression de 10 à 25 kbar et à une température de 600 à 1.000° C ?

Le plus évident de ceux-ci est une subduction de la croûte océanique, formée de basalte hydraté par l’altération hydrothermale. Il faut que celle-ci soit suffisamment chaude ce qui était le cas lorsque la lithosphère était beaucoup plus jeune qu’actuellement.

Une autre hypothèse a été émise pour décrire le contexte dans lequel ces TTG auraient pu se former : des points chauds peuvent former des plateaux basaltiques épais de plusieurs dizaines de kilomètres (Kerguelen, Ontong-Java…). A la base des plateaux, les conditions sont telles que le grenat y est stable, et la fusion de la base d’un plateau océanique épais peut induire des liquides de nature TTG.

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.

III.    CONDITIONS ENVIRONNEMENTALES AU PRECAMBRIEN

Si l’on veut suivre l’évolution de la vie depuis les premiers temps de la Terre, à l’Archéen ancien, il y a 3,8 Ga, tout au long du Précambrien, il est important de connaître les variations des conditions environnementales durant cette longue période : composition de l’atmosphère, température, composition et pH des océans…

Ainsi, des arguments astrophysiques montrent que de grandes variations de ces conditions environnementales eurent lieu au cours du Précambrien : il y a 3,8 Ga, la luminosité solaire était 30% plus faible qu’aujourd’hui.

De même des arguments géochimiques, tels que les compositions isotopiques du soufre, indiquent que l’atmosphère a connu des variations très importantes de sa composition.

On sait qu’il existe des rétroactions complexes entre température de surface, composition atmosphérique, altération des continents, composition des océans… C’est pourquoi, actuellement, de nombreuses études se penchent sur l’analyse des roches précambriennes car elles peuvent nous fournir les renseignements permettant de reconstituer les environnements favorables à l’éclosion de la vie.

Les variations de composition isotopique de l’O et du Si dans les silex ou cherts précambriens peuvent être interprétées comme une diminution de la température des océans de près de 50° C au cours de cette période[7].

Il semblerait, d’après certaines archives géologiques, que la photosynthèse chez les premiers organismes primitifs serait apparue vers 2,8 – 2,4 Ga. De nouvelles données reculeraient cette apparition plus tôt dans le temps, aux alentours de 3,5 Ga, en se basant sur  l’existence de stromatolites retrouvés dans des roches de l’Archéen ancien.

Toutefois, il est certain que les immenses dépôts de fer que l’on retrouve un peu partout dans le monde datent du Sidérien (2,5 à 2,3 Ga), époque durant laquelle la surface des continents était devenue suffisamment importante pour que des mers peu profondes s’installent sur les plateformes continentales. Les conditions pour qu’une vie bactérienne se développe étaient ainsi  réunies, marquant l’apparition des premiers stromatolites avec un dégagement massif d’oxygène par photosynthèse. Ce gaz dissous dans l’eau a pu précipiter par oxydation le fer en solution sous forme d’hydroxyde de fer, de carbonate de fer, de silicates ou de sulfures, suivant les variations de l’acidité et du degré d’oxydoréduction de l’eau de mer. Cette période porte le nom de Grande oxydation ou de Catastrophe de l’oxygène.

Aux alentours de 1,9 Ga, la totalité du fer dissous s’est précipitée et se retrouve sous forme de gisements de minerai. La production d’oxygène par les stromatolites se poursuit et les océans commencent à le relâcher dans l’atmosphère pour atteindre rapidement 15% de la valeur actuelle. Cette description correspond au schéma standard accepté jusqu’à présent par la majorité des géochimistes.

IV.     LA MEMOIRE ISOTOPIQUE

 Nous savons que les éléments chimiques existent sous plusieurs formes isotopiques. Il est de même pour ceux qui constituent la matière organique (C, N, O, H…) ou qui lui sont étroitement associés (Si, Ca, Fe…). On constate que les isotopes légers (possédant moins de neutrons) sont plus abondants par rapport aux isotopes lourds qui apparaissent souvent sous forme de traces. Le carbone se présente sous deux formes stables : 12C (98,891%) et 13C (1,108%). Le Si comprend trois formes : 28Si (le plus abondant), 29Si (4,70%) et 30Si (3,09%). Les proportions relatives des différents isotopes d’un même élément varient en fonction des réactions chimiques et biochimiques dans lesquelles ils interviennent. Ainsi, la matière organique est toujours enrichie en isotopes légers 12C et 28Si. Au moyen d’un spectromètre de masse, il est possible de déterminer les compositions isotopiques du C et du Si, qui se traduisent sous la forme de rapports isotopiques (13C/12C, ou 29Si/28Si). Ces rapports établis à partir de matière organique (tissus des végétaux, des animaux, des bactéries) représentent une intégration temporelle des processus physiologiques et écologiques d’un écosystème donné. Lorsque ces isotopes, après fossilisation de l’organisme qui les contiennent, sont piégés dans des substances minérales stables, ils traduisent les conditions du milieu du moment où ils ont été fixés dans ces substances. Ils constituent donc une véritable mémoire des conditions paléoécologiques. Bien entendu, si au fil du temps, les minéraux qui contiennent ces isotopes fossiles, subissent des modifications d’ordre géologique, cette mémoire peut être affectée ou même disparaître.

 

Pour définir les phénomènes de répartition isotopique d’un élément, on a défini les paramètres suivants :

  • Le rapport isotopique R qui est le quotient du nombre d’isotopes lourds sur le nombre d’isotopes légers d’un élément donné. Ainsi, comme nous venons de le voir, le rapport isotopique du C est R = 13C/12C ;
  • L’abondance isotopique A (à ne pas confondre avec le nombre de masse) donne la proportion relative de l’isotope lourd considéré. A = lourd / (lourd + léger). Donc, l’abondance isotopique en 13C est A = 13C / (13C + 12C)

Comme ces paramètres sont difficile à manipuler en conditions d’analyse normale, les scientifiques préfèrent exprimer la réalité physique à l’aide d’un troisième paramètre : la déviation isotopique δ, définie comme :

δ = 1.000 x (Rech – Rref) / Rref  (valeur en %)

où Rech et Rref sont respectivement les rapports isotopiques de l’échantillon à mesurer et de l’échantillon de référence.

Grâce à cette astuce, en utilisant des références internationales, les chercheurs peuvent apprécier de faibles différences de teneurs isotopiques et réaliser une calibration entre appareils de mesure et entre laboratoires.

 Luc André et son équipe ont choisi le silicium (Si) comme marqueur, car c’est le deuxième élément le plus abondant sur Terre après l’oxygène. On le rencontre partout, surtout dans les roches, mais également dans les organismes vivants. De plus, de par sa position dans le tableau périodique des éléments (sous C dans la colonne IVa), le Si partage des propriétés chimiques communes avec le C.

La silice précipite, soit chimiquement sous forme de quartz ou d’opale inorganique, soit biochimiquement sous forme d’opale organique. Ces deux formes de précipitation montrent une composition isotopique anormalement enrichie en 28Si. Dans ce cas, on peut se dire que l’on est en présence, soit d’une interaction avec un fluide hydrothermal, soit à une précipitation biogène. Par contre, l’absence d’anomalie indique une origine sans eau ou un processus non biogène.

 Les cherts, roches composées essentiellement de silice, peuvent précipiter chimiquement à partir d’un fluide et donc conserver la signature isotopique de ce fluide. Cette signature peut être altérée par l’histoire postérieure de cette roche : diagenèse, événements métamorphiques ou hydrothermaux. Les compositions isotopiques de ces roches, notamment en O (δ18O) et Si (δ30Si) sont des traceurs primordiaux des conditions paléoclimatiques de la Terre au Précambrien. Le δ18O de cherts anciens montre des variations importantes avec le temps et pour un âge donné. Les échantillons prélevés dans différentes formations contiennent plusieurs types de quart : quartz microcristallin, mégaquartz, quartz fibreux, quartz détritique, quartz filonien, ainsi que des carbonates de fer (ankérite, sidérites) et des pyrites. L’analyse à la sonde ionique permet de déterminer leur origine (hydrothermale ou sédimentaire) et leur préservation.

 V.       LES ZIRCONS, LES PLUS ANCIENS TEMOINS MINERAUX TERRESTRES

 Les zircons appartiennent au groupe des néosilicates. Ces minéraux, de formule chimique Zr[SiO4], sont  un assemblage de silicate et de zirconium naturel. Les zircons sont les plus vieux témoins minéraux connus sur Terre. Ils ont permis de dater les roches les plus anciennes à la surface du globe, avec un âge estimé à 4,404 Ga, que l’on trouve dans la Formation Narryer Gneiss Terrane du craton Yilgarn en Australie occidentale.

Les zircons se forment lors de la genèse de roches plutoniques les plus communes comme les granitoïdes. Ce sont les produits précoces de la cristallisation primaire des roches magmatiques tels que le granite et les roches alcalines, dont la syénite et la pegmatite. Ils se présentent souvent en inclusions dans la biotite, la tourmaline, la cordéites de ces roches. On les trouve également dans les gneiss. Ils sont plus rares dans les tufs et les laves. Dans les roches métamorphiques, ils se montrent sous une forme recristallisée ou épitactique[8]. Dans les sédiments, ils sont détritiques, c’est-à-dire qu’ils se présentent sous forme de grains transportés et charriés par l’érosion.

Les zircons, sous la forme silicatée, sont d’une grande importance dans la datation absolue des roches, de par la présence d’isotopes radioactifs en leur sein. Le zircon ne change pas de phase lorsqu’il est soumis à des températures et des pressions extrêmes. Il est pratiquement inaltérable et garde sa structure d’origine. Seule la radioactivité peut le métamicté[9].

Ces minéraux contiennent à l’état de traces des isotopes radioactifs à longue demie vie, tels que l’235U et le 232Th. Ces éléments représentent de 10ppm à 5% en poids du minéral. La radioactivité de ceux-ci peut altérer le minéral hôte (biotite, tourmaline, cordéite), le cristal de zircon s’entoure alors d’une auréole noirâtre. Comme nous l’avons vu dans des articles antérieurs, ces deux isotopes qui appartiennent à deux des trois grandes familles radioactives se désintègrent en une succession de produits qui donnent en définitive du Pb. Le rapport U/Pb et Th/Pb permet d’estimer l’âge d’un cristal de zircon et par là même celui de la roche qui le contient. Toutefois, l’âge du zircon peut être nettement supérieur à celui de la roche mère (roche métamorphisée ou sédimentaire).

VI.     LES FORMES DE VIE PRIMITIVES

 Le passage du minéral au vivant reste l’une des grandes énigmes de l’origine de la vie. Cependant, aucune force extérieure n’est intervenue. Ce phénomène n’est que le résultat d’une suite d’événements chimiques. Les conditions environnementales de la terre primitive, à l’Archéen, s’y prêtaient. Connaître cet instant primordial, ou du moins les conditions physico-chimiques qui l’ont amené, pousse les chercheurs à se pencher sur l’étude approfondie des tout débuts de notre planète.

Les microorganismes fossiles les plus anciens ont été trouvés dans les sédiments de Barberton  (3,66 – 3,5 Ga) en Afrique du Sud et du Pilbara (3,5 Ga) en Australie. Les sédiments relativement bien conservés permettent d’imaginer une vie foisonnante dans des eaux littorales de faible profondeur, assez proche de la surface. Certaines structures feuilletées donnent à penser qu’une vie bactérienne utilisait déjà la photosynthèse. Les microfossiles identifiés présentent des structures filamenteuses longues de quelques microns, des bâtonnets du même ordre de grandeur et des structures sphériques et ovoïdes d’environ 1µm de diamètre (fig. 3).
Figure 3. Fossiles de coques (à gauche) et de mattes bactériennes (à droite) dans les sédiments de Pilbara, Groupe de Warrawoona, 3.446 Ga (crédit Frances Westall).

Les découvreurs ont attribué ces  restes à des bactéries fossiles. Malgré la très faible quantité de carbone restant lié à ces structures, l’analyse isotopique du C a montré un enrichissement variable mais suffisamment significatif en 12C pour admettre une origine biologique.

D’une manière générale, les molécules biologiques produites par photosynthèse sont caractérisées par un enrichissement en 12C par rapport aux carbonates minéraux. Ainsi, le rapport 12C/13C passe de 88,99 pour les carbonates minéraux de référence à des valeurs comprises entre 90,8 et 91,7% pour les molécules organiques biologiques.

A.    Les archées (Archaea) (fig. 4)

Ces micro-organismes procaryotes constituent le troisième domaine ou règne de l’arbre de la vie, les deux autres étant les eubactéries (Bacteria) et les eucaryotes (Eukaryota), dont nous faisons partie (fig. 5). C’est en 1977, qu’elles ont été identifiées grâce aux travaux de biologie moléculaire du professeur Carl Woese (* 15-07-1928), de l’Université de l’Illinois à Urbana (U.S.A.) et de George Fox.

Au niveau des fossiles, il est très difficile de distinguer si une structure rencontrée appartient aux archées, car les cellules fossiles de procaryotes précambriens n’ont pas de morphologie distincte et les formes ne permettent pas une distinction nette. Par contre, des traces chimiques, sous forme de lipides caractéristiques des archées, peuvent donner des indices en faveur de ces micro-organismes, car ils n’existent pas dans d’autres groupes d’organismes. Certains chercheurs ont avancé que des lipides fossiles provenant de procaryotes ou d’eucaryotes étaient présents dans des schistes âgés de 2,7 Ga[10]. On en a également détecté dans des roches de la Formation d’Isua au Groenland (voir plus bas) plus ancienne (3,8 Ga)[11].

 HalobacteriaFig. 4 – Archées

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Fig. 5 – Arbre phylogénétique basé sur l’analyse comparative des gènes ARNr montrant la séparation des bactéries, des archaea, et des eucaryotes

B.    Les cyanobactéries (fig. 6)

 Ce sont les organismes vivants les plus anciens identifiés actuellement sur Terre avec les archées. On en trouve des fossiles dans des roches de l’Archéen (3,8 Ga). Ces formes déjà relativement complexes laissent supposer l’existence antérieure de formes de vie plus simples.

Les cyanobactéries (Cyanobacteria), également appelées cyanophycées (Cyanophyceae) forment une sous-classe des bactéries, connues autrefois sous le terme d’algues bleues.

Ces procaryotes[12] réalisent déjà la photosynthèse oxygénique en transformant l’énergie lumineuse en énergie chimique par fixation du CO2 et libération d’O2.

cyanobacteries

 Fig. 6 – Colonie de cyanobactéries

Elles sont à l’origine de la formation de grandes quantités de roches carbonatées en piégeant le gaz carbonique. De ce fait, elles constituent le premier grand puits de carbone. Elles sont responsables de l’oxygénation de l’atmosphère primitive et de la diminution de l’effet de serre par absorption du CO2 atmosphérique. Elles ont contribuées à la formation de la couche d’ozone protectrice, et à une désacidification des océans.

C.    Les stromatolites

 Les stromatolites forment des tapis bactériens et construisent des monticules coniques, constitués d’un empilement de « feuillets » de carbonates. Ce ne sont pas à proprement parlé des fossiles mais plutôt des structures construites par l’action de cyanobactéries : structures organo-sédimentaires. On peut toutefois y trouver des fossiles de cyanobactéries. Une des caractéristiques des stromatolites est leur fine lamination interne : chaque lamine représenterait une accrétion diurne (fig. 7). En effet, les cyanobactéries ne font la photosynthèse que la journée, aussi laissent-elles une trace de leur activité.

Stromatolites

Fig. 7 – Stromatolites – 550 Ma (RDC) (crédit R. Six)

Les tapis, de consistance gélatineuse, laminaire, contiennent généralement des sédiments. La « gélatine » est secrétée par des cyanobactéries la nuit et se compose d’un treillis de filaments bactériens.

Ces structures colonnaires agissent de deux manières :

  • Elles piègent les particules sédimentaires entre leurs filaments ;
  • Elles induisent la cimentation de ces particules emprisonnées, grâce à une activité photosynthétique.

La gelée peut précipiter les bicarbonates (CO2) solubles en carbonate de calcium (CaCO3). Les particules de sédiments piégées se soudent entre elles pour former une succession de croûtes solides, les stromatolites.

On trouve ces structures dans des couches dont l’âge varie de 3,5 Ga à l’actuel. Ainsi, en 1950, des géologues australiens découvrent des stromatolites au nord-ouest de l’Australie, dans la Sharks Bay (fig. 8). Ceux qui se situent dans la zone d’estran (zone intertidale, entre marée haute et marée basse) sont des vestiges de stromatolites formés il y a plusieurs milliers d’années lorsque le niveau marin était plus haut, tandis que ceux qui se trouvent dans la zone infratidale supérieure sont en voie de formation.

stromatolites

 Fig. 8 – Stromatolites actuels à Sharks Bay (Australie)

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 Fig. 9 – Situation des stromatolites à Sharks Bay

 

Explication de la figure 9 :

 Du haut vers le bas :

1.-  Variété pustuleuse Enotophysalis sans lamines : forme des colonnes de 1 m de large et 10 cm de haut, construites par Eontophysalis major, descendant de Eontophysalis du Précambrien ;

2. – Variété lisse, Microcoleuschthonoplastes et Schizothrix sp. avec lamines très nettes ;

3. – Variété botryoïde constituée de diatomées et de cyanobactéries colonisées par des algues. Toujours immergée, secrète beaucoup de mucus. Forme de larges colonnes de 1 m et plus

 Le jour, les cyanobactéries font la photosynthèse et précipitent le calcaire en utilisant le CO2. La nuit, elles fabriquent la gelée qui retient le calcaire et les sédiments. Le cycle se répète chaque 24 heures. C’est ce mécanisme qui englue le feutrage de filaments de cyanobactéries collées sur un support dans une gangue calcaire et forme une couche plus ou moins carbonatée appelée lamine. Les cyanobactéries qui meurent forment donc ces micro-couches de calcaire sur lesquelles se développent de nouvelles générations, jusqu’à formation des structures stromatiliques.

La lithification débute en général à 1 ou 2 cm sous le niveau de vie et la construction s’oriente selon les vagues et contre le vent. De plus, il lui faut un substrat rocheux sur lequel se fixer.

Vu l’abondance de ces structures calcaires, on peut supposer que les stromatolites ont connu un développement considérable à certaines périodes anciennes de la Terre, quand celle-ci fournissait aux cyanobactéries des océans à 35° C, milieux riches et sans grande compétition. Ils ont produit un volume impressionnant de calcaires à certaines époques du Précambrien et de ce fait ont constitué un drain important de CO2 en stockant celui-ci dans le CaCO3, modifiant ainsi l’atmosphère primitive.

Les stromatolites sont d’une importance primordiale pour les paléontologues car ils sont dépositaires des premières traces de vie sur Terre et les premières manifestations de celle-ci.

VII.   BIBLIOGRAPHIE ET SOURCES

  • Andre L. L’émergence de la vie sur Terre : quand ?, in Science Connection, février 2007.
  •  Choukroune M.A la découverte de l’Archéen (conférence, résumé de M. Reynoard)
  •  Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.
  •  Moyen J.-F. (2004) – TTG et adakites : des cas particuliers de magmas de zone de subduction, Université de Stellenbosch, Afrique du Sud, Florence Kalfoun.

(à suivre : Les plus anciennes roches)


[1] Luc André : Chef de Section au MRAC, membre de l’Académie royale des Sciences d’Outre-mer, membre du Conseil scientifique du Conseil nationale de la recherche scientifique (France) et chargé de cours à l’ULB.

[2] Ga : 1 giga-année correspond à 1 milliard d’années. On sait que la Terre est âgée de 4,55 Ga.

[3] Lithologie : nature des roches d’une formation géologique.

[4] Ortogneiss : pour rappel ces roches dérivent de roches magmatiques, par opposition aux paragneiss qui eux sont d’origine sédimentaire.

[5] Roches vertes : expression désignant d’une manière générale des roches magmatiques, plutoniques et effusives, basiques et ultrabasiques, dont la teinte verte est due au développement de chlorite, épidote, amphibole et serpentine, du fait de l’altération et, plus souvent, du métamorphisme.

[6] Dans le domaine de la pétrologie, il est courant d’exprimer les champs de stabilité des roches sédimentaires, métamorphiques et magmatiques dans un diagramme prenant en compte les paramètres physiques prépondérants que sont la pression et la température.

[7] Références : Robert F. et Chaussidon M. Nature Vol 443,  pp 962-972 (2006)

[8] épitactique: qui est apparenté à l’épitaxie, phénomène d’orientation cristallographique des cristaux d’espèces différentes.

[9] Métamicte : s’applique à l’état de désordre cause dans un réseau cristallin sous l’influence de la radioactivié, avec changement éventuel de couleur et apparition d’un état amorphe.

[10]  Brocks JJ, Logan GA, Buick R, Summons RE, « Archean Molecular Fossils and the Early Rise of Eukaryotes », in Science, vol. 285, no 5430, 1999, p. 1033–6.

[11]   Jürgen Hahn et Pat Haug, « Traces of Archaebacteria in Ancient Sediments », dans System Applied Microbiology, vol. 7, no Archaebacteria ’85 Proceedings, 1986, p. 178–83 .

[12] Procaryote : organisme unicellulaire sans noyau, ni organites.

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LES PLUS VIEILLES ROCHES CONNUES CONTENANT DES TRACES DE VIE

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 163, septembre 2010

I.            INTRODUCTION

La découverte en 1954 de microfossiles du Précambrien ouvrit de nouvelles perspectives dans le domaine de l’évolution de la vie. Rappelons que cette période couvre pratiquement les 87% de l’histoire de la terre et que, jusque il y a peu, les paléontologues s’intéressaient aux fossiles du Précambrien récent, à savoir la faune d’Ediacara (ca. 635-542 Ma), ou celle de Burgess (505 Ma), et ils s’attardaient longuement sur l’explosion cambrienne qui fait apparaître en quelques milliers d’années la totalité des embranchements actuellement connus. La réalité semble être toute autre et on constate que la vie est apparue très tôt sur la Terre et que l’allure de l’évolution organique a été très lente.

Actuellement, comme nous l’avions déjà signalé dans l’article du mois de juillet, les formes de vie sont distribuées selon trois grands domaines : Bacteria, Archaea et Eucarya. Les formes primitives de ces grands ensembles se sont développées durant tout le Protérozoïque pour aboutir après moult avatars aux formes actuelles.

La plupart des preuves directes de ces manifestations biologiques comporte des fossiles de procaryotes, de protistes, d’algues primitives, d’acritarches[1], tandis que les preuves indirectes sont représentées par des stromatolites, des traces fossiles et des signatures géochimiques fossiles. Les fossiles de cette période sont préservés sous formes de compressions, d’impressions et de restes biominéralisés et perminéralisés[2].

Dans les roches que nous allons passer en revue, les scientifiques ont découverts des structures qui posent question. S’agit-il de traces de vie primitive ou d’artéfacts naturels ? En consultant la littérature, nous allons essayer de donner une vue plus ou moins correcte des acquis dans ce domaine ô combien vaste que sont les recherches des premières traces de vie sur notre planète. Le sujet nécessitera deux ou trois articles. Lançons-nous en attaquant les Indes et l’Australie.

 

II.            Le Super-groupe de VindhyanInde (650 – 2.492 Ma) 

A.    Aspect stratigraphique du Super-groupe de Vindhyan

Le supergroupe de Vindhyan représente la succession sédimentaire la plus épaisse et celle qui s’étale le plus longuement dans le temps, de notre Terre. L’étude de ses différentes formations permet de mieux appréhender l’évolution de l’atmosphère, du climat et des débuts de la vie durant le Protérozoïque. En effet, on y a trouvé des traces fossiles d’une faune antérieure à celle d’Edicaria (Protérozoïque supérieur, Vendien, 635 – 542 Ma).

Ce vaste bassin sédimentaire, situé au N-E de l’Inde, est bordé à l’ouest par les Monts Aravalli qui s’étendent le long de la grande faille de ceinture (GBF), et par les trapps[3] du Deccan au sud-ouest. Le groupe de Bijawar borde la marge sud-est du bassin. Cette région de plateaux, le Chota Nâgpur,  est composée de roches datant du Précambrien.

La figure 1 donne une carte géologique simplifiée de cette entité géologique, ainsi que la suite lithologique des groupes qui la constitue.

Vindhyan Supergroup

Ce système complexe et divisé en quatre séries principales qui sont :

  • La série de Bhander ;
  • La série de Rewa ;
  • La série de Kaimur.

Ces trois entités constituent les Vindhyans supérieurs

  • La série de Semri représente à elle seule les Vidhyans inférieurs.

Dans ces différentes séries, on distingue deux types de faciès bien distincts :

  • La série de Semri est de type marin et principalement calcaire ;
  • Les trois autres séries sont plus généralement de type arénacé[4] d’origine fluviatile ou estuarienne.

Nous détaillerons, dans un premier temps, le Groupe de Semri, partie basse du super-groupe, et plus particulièrement les Grès de Chorbat de la Formation de Kheinjua (1,628-1,632 Ga) (fig. 2).

Chorhat-map

Fig. 2 – Carte de localisation des sites prospectés

Les Grès de Chorbat montrent des structures apparentées à des tapis microbiens, laissant supposer une vie bactérienne remontant à 1,6 Ga. Les 65 mètres d’épaisseur de ces grès rouge-brun ont été datés par les méthodes de datation absolue U/Pb et Pb/Pb à 1,6 Ga. Cette date a été confirmée par la détermination de l’âge de fossiles Grypania retrouvés dans les calcaires de la Formation Rothas (1,599 ± 0,048 Ga) située au sommet du Groupe de Semri (fig. 3).

Chorhat-log

Fig. 3 – Suite lithologique du groupe Semiri

Les Grès de Chorbat s’intercalent entre les Schistes de Koldaha à la base et les Schistes de Rampur au sommet et se subdivisent en trois faciès : A, B et C en partant de la base. Le faciès A est caractérisé par un empilement vertical de bancs de couleur claire, de 35 à 40 cm d’épaisseur, constitués d’une alternance de grès sous forme de strates entrecroisées, de strates quasi-planes et de strates présentant des ripple-marks, et de siltites de moins de 5 cm d’épaisseur. Les bases de ces différents bancs présentent une surface angulaire et érodée avec des moulages de choc (prod casts) et des moulages de rebond (bounce casts).

Le faciès intermédiaire (faciès B) comporte des grès bien triés, certains montrant une granulométrie fine, d’autres adoptant une allure ondulée ou plus ou moins plane.

Le faciès supérieur (faciès C) apparaît localement et consiste en grès bien triés avec des traits éoliens variés.

Tous ces grès se sont déposés sur une plateforme marine, bordée par une côte plate avec des dépôts de sable éolien dans un environnement agité par des épisodes de tempêtes.

Diverses structures  apparaissent à la surface des bancs ou sur leurs interfaces (fig. 4 et 5). La répétition de celles-ci sur presque chaque surface des bancs indique une très faible sédimentation entre deux épisodes de tempête. Elles peuvent être provoquées lorsqu’un vent fort souffle sur la surface des sédiments encore meubles et recouverts d’une mince pellicule d’eau, allant jusqu’à un centimètre d’épaisseur.

Chorhat-cracks-1              numérisation0039

Fig. 4 – Fissures sinusoïdales dans les grès    Fig. 5 – Bombement sableux avec cercle en creux

La cohésion des sédiments après leur remaniement provoqué par les éléments climatiques ne peut s’expliquer que par le rôle qu’auraient joué des tapis microbiens dans leur fixation entre chaque épisode de tempête, un peu comme l’action des stromatolites décrit dans l’article précédent. Cependant, ici, les structures microbiologiques ont des allures différentes.

Le tableau en figure 6 reprend les informations non contestées des différentes entités du Super-groupe de Vindhyan.

Formation

Age (Ma)

Méthode de datation/

Fossiles

Référence

Remarques

Groupe de BhanderCalcaire de Lakheri, RajasthanCalcaire de Bhander, vallée SonGroupe de RewaSchiste de Jhiri, vallée SonGroupe de KaimurGrès de Bhagain, PannaGroupe de SemriCalcaire de Rohtasgarth, vallée SonSchistes de Rampur, vallée SonPorcellanite de Deonar, vallée SonGrès glauconieux, ChitrakutCalcaire de Kajrahat, vallée Son

Socle

Granite de Bundelkhaud

~ 650~ 7501100-7001100-700> 10671601 ± 1301599 ± 481599 ± 81628 ± 81630,7 ± 0,41504-14091721 ± 90

2492 ± 10

 

Stratigraphie par isotope SrStratigraphie par isotope SrAssociation Chuaria-TawuiaAssociation Chuaria-TawuiaIsochronie Rb-SrIsochronie Pb-PbIsochronie Pb-Pbzircon U-Pb (SHRIMP)zircon U-Pb (SHRIMP)zircon U-Pb (TIMS)Ages modèles Rb-Sr pour glauconieIsochronie Pb-Pb

Zircon Pb-Pb (SIMS)

Ray et al. (2003)Ray et al. (2003)Kumar & Srivastava (1997)Rai & al. (1997)Kumar & al. (1993)Ray et al. (2003)Sarangi & al. (2004)Rasmussen & al. (2002)Rasmussen & al. (2002)Ray et al. (2002)Kumar & al. (2001)Sarangi & al. (2004)

Mondal & al. (2002)

Age minimumAge minimumEstimation basée sur Hofmann (1992)Estimation basée sur Hofmann (1992)Age de l’intrusion de lamproïte de Majhgawan ~ (1067 ± 31 Ma)Section de Maihar (Bhadanpur)Section de KatniZircons volcaniquesTufs silicifiésTufs volcanoclastiques et rhyolitiquesAge minimumPhase magmatique erminale

Fig. 6 – Sommaire des informations géochronologiques récentes non contestées du Super-groupe Vindhyan

B.    Traces probables de fossiles dans les différentes entités du Super-groupe de Vindhyan

Groupe de Kaimur

Déjà en 1908, H.C. Jones avait découvert, dans les schistes sombres de Suket qui forment la base de la série de Kaimur près de Neemuch, des « petits corps sphéroïdes » d’un diamètre compris entre 1,5 et 4,5 mm. Après de multiples controverses, ils furent assimilés à une espèce fossile d’algue verte de la famille des Tasmanites, T. vindhyanensis (B. Teyssèdre, 2006).

Groupe de Semri

Dans les calcaires de Rothas, à Banjari dans la vallée de la rivière Son, R.C. Misra et G.S. Bhatnagar (1950) ont découvert des structures carbonatées de configuration grossièrement sphérique. Le diamètre moyen des spécimens était de 26 mm. Les découvreurs pensaient être en présence de fossiles de restes de végétaux.

Ils observent également de petits corps sombres sphériques de 145µ de diamètre dans les calcaires glauconieux de la colline Lodhwara au nord de Karwi, et dans les calcaires de Rothas à Banjari. Ils comparent ces structures à des résidus d’algues unicellulaires. D’autres structures de formes diverses, remplies de glauconie, sont observées à Lodhwara. Ils pensent être en présence de moules d’organismes fossiles.

En 1946, K.P. Rode décrit un nombre de structures présentant des formes plus ou moins coniques qu’il classe dans une nouvelle espèce. Celles-ci ont été découvertes également dans la partie supérieure des calcaires de Rohtas de la vallée de la rivière Son

Une découverte intéressante est faite par A.K. Ghosh et A. Bose (1950) dans la série de Semri du district de Mirzapur. Il s’agit de microfossiles comprenant des fragments charbonneux.

D’autres chercheurs trouvèrent également dans les Vidhyans supérieurs des structures carbonatés pas toujours faciles à interpréter. Le débat fit rage. S’agit-il de spécimens d’algues vertes, de champignon, de fragments de bois ?

En 1952, paraît un article faisant le bilan des découvertes précédentes (R.V. Sitholey, P.N. Srivastava & C.P. Varma). Sur 30 échantillons analysés par les auteurs seuls deux, provenant des schistes de Sirbu et des schistes de Suket, présentaient des microfossiles. Ceux-ci étaient représentés par :

  • des Cyanophyceae[5] (algues bleues – fig. 7) en assez grand nombre ;
  • des corps fusiformes dont il est difficile de déterminer la relation de ces fossiles (fig. 8) ;
  • des corps sphériques, représentant probablement des algues unicellulaires (fig. 9) ;
  • des formes discoïdes représentant peut-être des algues bleues comme Nostoc et Anabaena  (fig. 10) ;
  • quelques spores de forme ovale, probablement des champignons (fig. 11);
  • un filament cloisonné (fig. 12).

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Fig. 7 – Cyanophyceae

 corps fusiforme          corps sphérique            forme discoïde

Fig. 8  – Corps fusiforme         Fig. 9 – Corps sphérique             Fig. 10 – Corps discoïde

numérisation0029         numérisation0028

         Fig. 11 – Forme ovale                                                       Fig. 12 – Filament cloisonné

Un article relatif à des traces de vie dans les grès de Chorbat paraît dans Science le 2 octobre 1998. Il est dû à la plume d’Adolf Seilacher et al. Ceux-ci relèvent certaines caractéristiques intrigantes dans les plans de stratification de cette formation (fig. 13). Ils leur attribuent une origine biogène et les interprètent comme étant des terriers d’animaux vermiformes associés à des tapis microbiens. Cette hypothèse  suggère que des animaux triploblastiques[6] existaient déjà il y a plus d’un milliard d’années. Ils avancent également que la diversification de ces formes de vie a progressé très lentement jusqu’à l’apparition d’organismes à squelette dur qui correspondrait à l’explosion du Cambrien.

L’âge de ± 1.100 Ma, avancé à l’époque, était basé sur les méthodes de datation K-Ar et F-T, ce qui avançait l’émergence de formes multicellulaires de près de 500 Ma par rapport à la faune d’Ediacara.

 numérisation0006Fig. 13 – Traces à la surface d’une strate, suggérant des terriers de vers  (photo W. Gerber)

 

Cet article provoque une polémique au sein du lanterneau des paléontologues du Précambrien. Pour certains, ces traces n’ont aucune origine biogène et ne sont que des structures inorganiques, particulièrement celles qui correspondent à des fentes de dessiccation dans des sédiments déshydratés. D’autres, par contre, sont difficilement explicables par des processus purement mécaniques et peuvent de ce fait être d’origine biologique. H.J. Hofmann (2005), de l’université McGill, à Montréal, a fait une analyse comparative de ces structures et est arrivé à la conclusion qu’elles sont purement naturelles. Il trouve des similitudes de formes et d’associations avec des croûtes riches en fer rencontrées sur les surfaces jointives de bancs de grès exposés à des variations climatiques tropicales, c’est-à-dire chaud et humide.

revised 7 December 1994.Un assemblage de microfossiles bien conservés et diversifiés a été trouvé dans le Membre calcaire de Fawn de la Formation Khenjua (~1200 Ma) du Groupe Semri, de la localité de Newari. 28 espèces appartenant à 18 genres, représentant des coccoïdes et des formes filamenteuses, ont été décrites. Elles sont associées à des tapis microbiens. Hormis Archaeoellipsoides et Bactrophycus, et des formes ayant une affinité avec des acritarches, le diamètre des coccoïdes se situe entre 2 et 24 µm, avec une moyenne de 10,4 µm, et la largeur des formes filamenteuses varie de 1,5 à 28 µm, avec une moyenne de 6,8 µm. Les formes Eoentophysalis et Siphonophycus sont les mieux représentées. Les formes coccoïdes montrent une plus grande diversité morphologique que les formes filamenteuses qui sont en général moins bien conservées. Il est probable que les types de dégradation des deux formes représentent des variantes d’une entité biologique commune (S. Kumar and P. Srivastava, 1993).

Selon des datations radiométriques récentes les Grès de Chorhat sont beaucoup plus anciens (1628-1632 Ma) que l’on ne pensait. Ainsi, les fossiles carbonés cités ici ne sont pas seulement les plus anciens mais constituent les seules données fossiles à datation fiable du Super-groupe de Vindhyan.

III.               Pilbara Oriental  – Australie (3,5 Ga)

 

L’Australie qui durant l’Archéen participait à la constitution du seul continent existant à la surface de notre planète, garde des traces de cette époque, représentées par ses cratons (fig. 14) :

  • Le Craton d’Altjawarra, situé à peu près au centre de l’Australie, à mi distance entre les villes d’Alice Springs et Mount Isa. Entièrement recouvert par les sédiments du Cambrien et de l’Ordovivcien du « Georgina Basin », il n’est plus apparent à l’heure actuelle ;[]
  • Le Craton central ;
  • Le Craton de Curnamona (Australie méridionale)
  • Le Craton de Gawler (centre de l’Australie du Sud)
  • Le Craton de Pilbara (Australie occidentale)
  • Le Craton d’Yilgarn (Australie occidentale)
  • Le Craton de la péninsule d’Eyre (au sud de l’Australie méridionale)

Trois de ces cratons jouent un rôle important : les cratons de Yilgarn (à l’ouest), Pilbara (au nord) et de Grawler (au sud).

Australian_rock_ages-MJC

Fig.  14 – Emplacement des cratons australiens

Entre 2.500 Ma et 545 Ma, durant le Protérozoïque, la construction du continent australien va continuer avec l’érosion de ces cratons et la formation, en périphérie, de couches sédimentaires qui, par suite de l’apparition d’oxygène dans l’air, vont contenir de l’oxyde de fer. Ce sont les « Banded Iron beds », sédiments formés de couches alternées de minerai de fer (hématite) et d’argile, de l’or, de l’uranium, du cuivre, du plomb, du zinc qui vont s’accumuler par accrétion. Ce sont ces anciens sédiments qui expliquent la présence des nombreuses mines en Australie.

Ces trois portions de continent, à la suite des mouvements tectoniques, seraient entrés en collision et auraient participé à la formation du Super-continent Rodinia entre 1,3 et 1,1 milliard d’années. Les cratons nord et ouest se seraient d’abord associés, le craton sud ne les rejoignant que beaucoup plus tard, il y a 830 à 750 Ma alors que le nord du Super-continent Rodinia se brisait[]. Les cratons occidentaux se sont d’abord heurtés puis ceux du sud entre 830 et 750 Ma pour former un super bassin sédimentaire, le Centralian Superbasin

Les roches archéennes du craton de Pilbara contiennent les premières traces de vie. Ce sont des cyanobactéries primitives connues sous le nom de stromatolites. Des organismes de l’Édiacarien, connus sous le nom de Faune d’Édiacara ont été trouvés dans des grès du « Flinders Ranges National Park »

Le Pilbara Oriental est l’un des plus anciens terrains de notre planète, avec la formation d’Isua, au Groenland. Il s’est formé entre 3,515 et 3,240 Ga. Ce groupe représente un dépôt volcano-sédimentaire en eau peu profonde

Les différents types de roches que l’on y observe sont :

  • Des granitoïdes, constitués principalement de roches de nature TTG refondu par la suite. C’est ainsi que l’on trouve des gneiss datés de 3,45 Ga qui ont refondu vers 3,41 Ga. On observe aussi des enclaves d’amphibolites plus vieilles, vraisemblablement âgées de 3,58 Ga
  • Des laves diverses :
    • basaltes sous forme de pillows (Basalte Euro, 3,350 Ga) ;
    • rhyolites, avec des prismations (Formation de la grotte Kangaroo, 3,240 Ga) ;
    • kormatiite, roche ultramafique (du nom de la rivière Komati en Afrique du Sud). Roche essentiellement connue dans l’Archéen. On les retrouve ici dans la Formation Panorama (environ 3,450 Ga). Fortement altérées, les minéraux magmatiques ont été remplacés par des carbonates blancs.
    • Des sédiments :
    • minerais de fer rubanés (Banded Iron Formation = BIF) ou quartzites ferrifères aux alternances rouges et grises correspondant à des niveaux alternativement oxydés ou réduits

A l’Archéen, le fer était abondant dans les mers. Il était dissous sous forme d’ions ferreux (Fe++). L’activité des premiers organismes vivants photosynthétiques a libéré de l’oxygène qui en se combinant avec les ions ferreux, forme des oxydes et des hydroxydes ferriques. Ces derniers, insolubles, précipitent suivant les réactions suivantes :

2Fe++ + 5H2O + ½ O2  à  2Fe OH3 + 4H

2Fe++ + H2O + O2  à  Fe2 O3 + 2H+

  • cherts, dans les zones les plus anciennes, formés vraisemblablement par précipitation de la silice au voisinage d’un évent hydrothermal.

Près de la ville de Marble Bar, on trouve deux types de cherts :

–     cherts lités, rouges et blancs, correspondant à des dépôts chimiques ;

–     cherts gris formant des filons recoupant ou brèchifiant les cherts rouges. Ce sont probablement des veines hydrothermales, enregistrant le passage de fluides chauds et chargés de silice.

Les cherts sont systématiquement interstratifiés dans des basaltes (pillows) témoignant d’une activité volcanique sous-marine, ce qui est compatible avec la forte activité hydrothermale décrite ci-dessus.

  • Les sédiments détritiques associés présentent des structures comme des « ripple marks »,

Durant les années 1980, une expédition, menée par William Schopf, de l’Université de Los Angeles, découvre dans les stromatolites des micro-organismes fossiles. Datés de 3,455 Ga, ils sont assimilés à des cyanobactéries filamenteuses et référenciés sous le terme de « fossiles de Warrawoona« , d’après le nom de la formation dans laquelle ils ont été trouvés (Schopf, 1993; Schopf et al., 2002).

Ce genre de découverte est toujours sujet à caution, car il est très difficile de déterminer avec certitude si l’on a à faire à des fossiles ou à des structures inorganiques. Ainsi, l’équipe de Juan Manuel Garcia, du Laboratoire de cristallographie de Grenade, a synthétisé en laboratoire des structures analogues à partir de composés inorganiques (silicates, carbonates et baryum) en milieu alcalin. L’équipe australienne de Stephen Hyde de l’Australian National Universty, a procédé au  vieillissement de ces structures par immersion dans un bain de composés organiques et « cuisson ». Le choix des différents éléments est basé sur leur présence abondante dans les roches australiennes. Les résultats de l’étude ont été publiés dans « Science » du 14 novembre 2003 .Cette expérience tendrait à démontrer que les structures trouvées dans les stromatolites seraient le résultat d’un processus géologique. Bien qu’approuvant la valeur du travail, W. Schoof fait remarquer que la similitude entre les fossiles et les structures inorganiques est superficielle. Le débat sur l’origine de la vie est loin d’être clôt[7].

Pour Martin Brassier, de l’Université d’Oxfort, et son équipe anglo-australienne, il s’agirait de structures formées de graphite et de quartz, d’origine hydrothermale (Brasier et al., 2002). Deux ans d’analyse sur les échantillons de Schopf et sur d’autres récoltés sur le même site, par microscopie électronique, spectrométrie Raman et divers outils géochimiques, furent nécessaires pour contesté les conclusions de William Schopf.

Première observation : les roches silicifiées contenant les filaments ne seraient pas des restes de stromatolites, mais des veines d’origine hydrothermales. Ces dernières se retrouvent dans des basaltes et leurs concentrations en métaux, notamment en sulfures, sont élevés. De plus, les chercheurs y ont  détecté des minéraux particuliers se formant généralement à partir de fluides chauds et métalliques rejetés par les sources hydrothermales le long des dorsales océaniques. Donc, les roches de cette zone se seraient formées en milieu chaud et sombre, peu propice à une vie photosynthétique.

Deuxième observation : la structure de ces fossiles est plus complexe que l’annonce Schopf. Les filaments observés par Brasier et son équipe sont plus longs et plus gros, présentant des formes de C, de J ou de L, souvent isolées. Caractéristiques jamais observées chez des cyanobactéries fossiles ou actuelles.

Troisième observation : les structures contiennent bien du C enrichi en 12C, mais il est minéral et non organique. Il pourrait provenir d’une réaction chimique, dite de Fischer-Tropsch[8], faisant intervenir l’hydrogène et le monoxyde de carbone (CO), gaz présents dans les fluides des sources hydrothermales.

Les mesures de spectrométrie Raman suggèrent la présence de graphite. Les alternances de zones sombres et de zones claires correspondant  à celles du graphite et du quartz, peuvent donner une allure particulière qui peut rappeler celle des cyanobactéries.

Toutefois, les conclusions de Brasier et ses collaborateurs ne sont pas entièrement convaincantes. Comment la réaction de Fischer-Tropsch peut-elle produire des macromolécules aussi complexes que les kérogènes (matière organique complexe, non soluble dans les solvants habituels) déposés dans des veines hydrothermales ?

En 2005, Frances Westall, travaillant au Centre de biophysique moléculaire du CNRS, à Orléans, apporte peut-être une explication intermédiaire. Elle a constaté que les diverses microstructures telles que biofilms, polymères, coques, filaments, bâtonnets, observés au microscope électronique, se trouvent tous dans des cherts prélevés à Pilbara, dans des zones avoisinant les veines hydrothermales de Schopf, mais jamais à l’intérieur de celles-ci.. Il semble donc que les cyanobactéries primitives vivaient, et ensuite se sont fossilisées, dans les sédiments au voisinage des veines hydrothermales. Celles-ci ont pu entraîner la matière organique des bactéries mortes ou fossilisées, contenant du C et donc enrichie en 12C et la déposer plus haut, formant ainsi les structures décelées par Schopf qui ne seraient en fait que des restes de matière organique bactérienne et non des fossiles de celles-ci.

En 2008, Earth and Planetary Science Lettersrapporte que Sylvie Derenne, directeur de recherche au CNRS et ses collègues ont analysé par pyrolyse[9] les traces de matière organique dans un chert de 3,5 Ga, de Warrawoona. Dans les différents éléments structuraux de la roche, ils ont décelés la présence d’une série d’hydrocarbures avec une prédominance des nombres impairs d’atomes de carbone par rapport aux nombres pairs. Cela indique l’existence d’une activité biologique dans la roche analysée. En effet, si la structure avait été d’origine inorganique, la distribution de la série d’hydrocarbure aurait été régulière.

Activité biologique, d’accord, mais de quelle nature ?

Dans cette roche, les chercheurs ont trouvé des composés contenant du soufre, ce qui traduirait la présence d’un type de bactéries sulfato-réductrices[10].

Afin d’affiner les données diverses sur les conditions environnementales qui sévissaient  durant l’Archéen ancien (climatiques, océaniques, géologiques et biologiques), quatre projets de forage dans les roches archéennes non altérées du craton de Pilbara, ont été élaborés. Il s’agit, en particulier, de rechercher les traces des premiers métabolismes microbiens et d’établir le lien avec l’évolution des compositions chimiques et isotopiques de l’atmosphère primitive et des premiers océans et continents. Ces quatre programmes sont :

  • Archean Biosphere Drilling Program (ABDP) entreprit par la PennsylvaniaStateUniversity sous la direction de Hiroshi Ohmoto  ;
  • Deep Time Drilling Project (DTDP) conduit par l’Université de Washington, sous la férule de Roger Buick ;
  • Pilbara Drilling Project (PDP), collaboration franco-australienne (IPGP/GSWA, comprenant d’une part Pascal Philippot et ses collègues de l’Institut du Globe de Paris (IPGP) et d’autre part Martin Van Kranendonk et ses associés de la Geological Survey of Western Australia (GSWA) ;
  • Dixon Island – Cleaverville Drilling Project (DXCL-DP) sous la conduite de Shoichi Kiyokawa et de Kosei Yamaguchi.

Hamersley_small

 Fig. 15 – Localisation des puits de forage ABDP et  DTDP

 

ABDP : durant les années 2003-2004, quatre forages de faible profondeur ont été réalisés dans une strate couvrant une période allant de 3,46 à 2,72 Ga. L’objectif était d’atteindre des sédiments contenant potentiellement de l’oxygène archéen.

Hiroshi Ohmoto et son équipe remettent le schéma standard décrit plus haut en question. Ils se basent sur l’analyse de dépôts de jaspe rencontrés lors des forages. Ces derniers ont montré que les couches de jaspe étaient associées à des évents hydrothermaux comme ceux que l’on rencontre le long des dorsales océaniques.

Le jaspe est une roche sédimentaire riche en Si (90 à 95%), souvent classé parmi les quartzs microcristallins. Il contient de l’hématite (Fe2O3), supposant une oxydation des roches exposées à l’air libre ou en eau peu profondes, alors que l’atmosphère était devenue riche en oxygène. Pourtant, les roches de Pilbara ont bien un âge de 3,46 Ga, donc nettement avant la Grande Oxygénation.

Un premier problème se pose lorsque les forages indiquent une trop grande épaisseur des couches de jaspe pour qu’il soit le produit d’une oxydation en surface. Une constatation actuelle montre que les composés riches en fer flottant à la surface des océans s’oxydent simplement sous l’action des UV et donc sans que l’eau et l’air soient nécessairement riches en oxygène. Un fois sédimentés au fond sous forme de petites particules, il suffit que ces oxydes soient chauffés par les évents hydrothermaux à plus de 1.000° C pour que de l’hématite se forme. Donc la grande épaisseur de la couche rencontrée peut s’expliquer par un processus continu de déposition des particules. Hypothèse à démontrer !

Une observation au microscope électronique permet de se départager entre petits grains d’hématite ou grands cristaux ayant précipités dans un milieu riche en oxygène. Consternation, c’est la deuxième hypothèse qui l’emporte ! Qu’est ce que cela implique ? Les roches ayant bien 3,46 Ga, elles ont dû se former à partir de fluides chauds riches en fer au contact de l’eau de mer chargée d’oxygène, et ce à grande profondeur.

En conclusion, on peut avancer que les océans étaient riches en oxygène et peut-être même saturés, ce qui entraîne un dégazage important et un accroissement de la teneur en oxygène de l’atmosphère il y a 3,46 Ga. Le processus de photosynthèse serait donc plus ancien que ce que l’on pensait jusqu’à présent, ce qui colle avec la découverte de stromatolites dans le système de Pilbara, datés de 3,5 Ga.

DTDP : ce projet consista, en 2004, en trois forages, dont deux en collaboration avec le ABDP. Il comprenait la participation du Geological Survey of Western Australia, du Randolph Resources, de l’Hamersley Iron, du SIPA Resources International, et de l’University of Western Australia.

Les forages ont été financés par le NASA Astrobiology Institute dans le cadre du Programme de forage astrobiologie.

Ces puits sont descendus respectivement à :

  • 1.000 mètres dans l’Hamersley inférieur – Groupe Fortescue supérieur (~ 2,47 – 2,70 Ga) à la limite de l’Archéen et du Protérozoïque. Le but était d’échantillonner les gisements de fer rubanés, les schistes bitumineux, les carbonates de bassin, les cherts de hauts-fonds et clastiques, et plusieurs horizons d’impacts météoritiques ;
  • 500 mètres dans le Warrawoora et le Groupe Coonterunah supérieur (~ 3,45 à 3,52 Ga), au travers de la discordance stratigraphique la plus ancienne. Le but était d’échantillonner les basaltes en pillow, les cherts tufacés, les carbonates évaporitiques, les grès à quartz et bitumineux ;
  • 300 mètres dans la Formation de Tumbana (~ 2,71 Ga). L’échantillonnage consistait à ramener des tufs à lapilli et des carbonates stromatolitiques.

Toutes les précautions furent prises afin d’éviter toute contamination pouvant fausser les résultats : non utilisation de lubrifiants organiques, conditionnement sous pression de gaz inerte des échantillons, etc.

Les résultats attendus de ces campagnes de forage sont :

  • confirmation de la nature archéenne des molécules d’hydrocarbures, marqueurs biogènes, cités comme étant des preuves d’une existence précoce d’organisme eucaryotes ;
  • confirmation d’une discordance entre le Warrawoora et le Groupe Coonterunah ;
  • influence des gaz à effet de serre sur la composition de l’atmosphère durant la période de faible luminosité solaire ;
  • un inventaire biogéochimique du système atmosphère-océan peu avant la glaciation et la grande oxygénation du Paléoprotérozoïque.

       

PDP : l’intitulé du projet est le suivant : Recherche et caractérisation de traces d’activité de microorganismes dans des échantillons de roches archéennes non altérées.

Deux sondages ont été réalisés en 2004 : forages dans la Formation Dresser à North Pole – DPD1 (3.525 Ga) et Tumbiana à Meentheena  – DPD2 (2.72 Ga), en Australie Occidentale

Les questions importantes posées concernent :

1)        l’origine et les conditions de formation des dépôts ;

2)        la composition et la température des fluides hydrothermaux et de la mer archéenne, ainsi que l’origine du matériel carbonaté (biogène ou chimique) ;

3)        l’importance des stromatolites et des microfossiles possibles ;

4)        caractérisation du métabolisme des écosystèmes microbiologiques anciens (méthanotrophes, sulfatoréducteurs, photosynthétiseurs ?) et leur impact sur les environnements et l’atmosphère de la Terre primitive ;

5)        la réduction et l’évolution chimique de l’atmosphère primitive ;

6)        l’étude de la diversité biologique en association avec les fluides de forage, et des parties centrale et externe des carottes en fonction d’une éventuelle contamination microbienne.

PDP a permit de forer à une profondeur de 150 m sous la surface et de récolter des échantillons dans la Formation de Dresser, en s’affranchissant des problèmes d’altération des pyrites et de contamination du site par la nappe phréatique.

Il existait un consensus parmi les géophysiciens que les résultats de l’équipe de Pascal Philippot remettent en question. En effet, on pensait qu’il y a 3,5 Ga, certaines des bactéries primitives tiraient leur énergie de la réduction des sulfates, comme elles le font aujourd’hui aux abords des sources hydrothermales au fond des océans. En mesurant les proportions d’isotopes des composés soufrés dans les roches des sites prospectés, les chercheurs concluent que ces anciennes bactéries tiraient leur énergie non pas du sulfate mais du soufre élémentaire. Ce métabolisme (disproportionation) est un métabolisme rudimentaire encore peu connu. L’utilisation du soufre plutôt que du sulfate, composé oxydé, renforce la thèse selon laquelle l’environnement de la Terre primitive était pauvre en oxygène.

On admettait, jusqu’à présent, que la sulfato-réduction était l’un des métabolismes bactériens les plus primitifs. Dans les cherts de Warrawoona, vieilles de 3,5 Ga, les scientifiques avaient décelé la présence de bactéries sulfato-réductrices. Ce type de métabolisme, nous l’avons vu, est fréquent  aux abords des sources hydrothermales océaniques. Les bactéries utilisent de préférence l’isotope 32S, plutôt que 34S plus lourd. Il s’ensuit un déficit en 34S des produits soufrés, qui sont intégrés dans les processus géologiques sous forme de pyrites. C’est sur ce déficit, témoin de l’activité microbienne, que se basent les chercheurs pour pister les premières traces de vie sur notre planète.

D’autres métabolismes microbiens peuvent expliquer la présence de pyrites appauvries en 34S dans les roches. C’est ce que Philippot et son équipe ont remarqué. Dans ce genre de recherche, il est important d’examiner le fractionnement entre les différents isotopes du soufre (32S, 33S et 34S).

Dans l’environnement naturel, les fractionnements isotopiques (microbien ou inorganique) dépendent uniquement de la différence de masse entre les isotopes d’un même élément. Pour le soufre, le fractionnement entre 33S et 32S est 0,5 fois celle du 34S par rapport au 32S. Certains processus ne respectent pas cette loi dite de « fractionnement dépendant de la masse ».

Notamment le rayonnement ultraviolet solaire qui, dans l’atmosphère, dissocie des molécules de gaz volcanique (SO2) pour former des molécules de soufre élémentaire (SO) caractérisées par une anomalie des rapports isotopiques positive (anomalie ∆33S) et de sulfate montrant une anomalie ∆33S négative. Les composés issus de la photolyse des gaz volcaniques sont ensuite intégrés dans les processus géologiques sous forme de sulfures (∆33S positive) et sulfates (∆33S négative). Ces anomalies sont préservées dans les roches, elles représentent des marqueurs importants des sources de soufre impliqués dans les métabolismes microbiens.

Or, la grande majorité des pyrites australiennes appauvries en 34S présentent une anomalie Δ33S positive. Ces pyrites sont incluses dans un sulfate de baryum (BaSO4), la barytine. Dans ce cas, ce sulfate montre une anomalie Δ33S négative, différente de la pyrite en inclusion. On en déduit que les micros pyrites ne peuvent pas avoir été formées à partir de sulfate. P. Philippot et ses collègues interprètent cette combinaison de déficit en 34S et de d’anomalie positive en Δ33S comme la preuve de l’existence de microorganismes qui transforment le soufre élémentaire en dihydrogène de soufre (SO2) et en sulfate (x(SO4)). C’est ce qu’ils nomment « disproportionation« . Ce métabolisme rudimentaire qui a pu s’adapter aux conditions inhospitalières qui devaient exister sur la jeune Terre. Cela suggère que la disproportionation de soufre élémentaire est probablement un des métabolismes les plus anciens dans l’arbre de vie. Ces travaux indiquent également que les conditions à la surface de la Terre avant 2,5 milliards d’années étaient très certainement réductrices, avec l’absence d’une enveloppe atmosphérique riche en oxygène.

Différentes formes de vie se retrouvent dans les sondages PDP (fig. 16):

  • Cherts noirs, riches en matière organique interprétée comme d’anciennes cyanobactéries ;
  • Stromatolites que l’on rencontre dans des niveaux de cherts. Ceux de la Formation Dresser sont les plus vieux actuellement découverts (3,49 Ga) ;
  • sphérules de type Humiospora et filaments interprétés comme des organismes alguaires unicellulaires (cyanobactéries) attribuées au genre Guntfinia

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Fig. 16 – Synthèse du forage PDP

DXCL-DP : ce projet permet de combler l’hiatus stratigraphique observées dans les échantillons des forages ABDP et DTDP. Il représente l’Archéen moyen, soit la période située entre 3,5 Ga et 2,9 Ga.

L’objectif principal de DXCL-DP est de comprendre la nature de l’environnement marin de cette époque, influencé par l’activité hydrothermale, à travers l’analyse de carottes de forage. Pour atteindre celui-ci, les études reposaient sur :

  • l’analyse détaillée de la stratigraphie de la section des puits de forage ;
  • l’analyse géochimique inorganique de roches sédimentaires ;
  • l’analyse géochimique organique des roches sédimentaires carbonatées ;
  • l’étude des microfossiles potentiels ;
  • l’étude géochimique des éléments soufrés dans les roches sédimentaires ;
  • l’étude du paléomagnétisme dans les échantillons carottés.

Le site choisi est la zone de Clearville-Dixon Island, le long de la côte bordant le craton de Pilbara. Le Groupe de Clearville, qui l’occupe, daté de 3,2 Ga, montre une stratigraphe représentée par la figure 17.

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Fig. 17 – Colonne stratigraphique du Groupe de Clearville.

Les noms de « Snapper Beach » et de « Dixon Island » sont provisoires.

(modifié selon Kiyokawa et al., 2006)

Deux forages distants de 60 m (CL1 et CL2) ont été effectués pour étudier les étages inférieurs de la Formation « Snapper Beach », dans la partie la plus au nord de la zone. Un troisième puit (DX) a été réalisé pour atteindre les étages supérieurs de la Formation « Dixon Island », plus au sud.

Ces trois forages furent un succès. Ils permirent d’affiner la stratigraphie des deux Formation étudiées.

CL1 et CL2 consistent principalement en schistes noirs massifs riches en traces organiques, finement entrelardés de grès.

DX montre de très fines laminations de schistes noirs avec des veines de pyrite et des basaltes en pillow altérées.

IV.     CONCLUSIONS PROVISOIRES

Bien que la controverse soit vive, ces différentes études confortent néanmoins que la vie existait sur notre planète il y a 3,5Ga. Dans un prochain article, nous poursuivrons nos investigations sur le continent africain et dans l’hémisphère nord. Nous en tirerons alors des conclusions plus détaillées.

 

V.     BIBLIOGRAPHIE ET SOURCES

  • Hofmann H.J.Palaeoproterozoic Dubiofossils from India Revisited – Vindhyan Triploblastic Animal Burrows or Pseudofossils ?, in J. of the Palaeont. Soc. Of India, Golden Jubilee Vol., 50 (2), Dec. 2005, pp. 113-120.
  • Kumar S., Srivastava P. – Microfossils from the Kheinjua Formation, Mesoproterozoic Semri Group, Newari area, central India, in Precambrian Reseach, Vol. 74, Issues 1-2, June 1995, pp. 91-117  
  • Ray J. S. – Age of the Vindhyan Supergroup : A review of recent findings, in J. Earth Syst. Sci. 115, N° 1, feb. 2006, pp. 149-160.
  • Sarkar S., Banerjee S., Samanta P., Jeevankumar S.Microbial mat-induced sedimentary structures in siliciclastic sediments: Exemple from the 1.6 Ga Chorbat Sandstone, Vindhyan Supergroup, M.P., India, in J. Earth Syst. Sci. 115, N° 1, February 2006, pp. 49-60.
  • Seilacher A., Bose P.K., Pflüger F.Triploblastic Animals More Than 1 Billion Years Ago: Trace Fossil Evidence from India, in Science 1998 282: pp. 80-83
  •  Sharma M., Shukla Y.The evolution and distribution of life in the Precambrian eon-Global perspective and the Indian record , in Journal of Biosciences, Vol. 34, Nr 5, nov. 2009.
  • Sitholey R.V., Srivastava P.N., Varma C.P.Microfossils from the Upper Vindhyans,with a Discussion on the Age of the Vindhyans in the Light of Plant-Fossil Discoveries, in Proc. Nat. inst. Sci. India, Vol. XIX, N° 2, pp. 195-202.
  • Yamaguchi K.E., & alt. – Clues of Early Life: Dixon Island – Cleaverville Drilling Project (DXCL-DP) in the Pilbara Craton of Western Austalia, in Sc. Dril., N° 7, march 2009, pp. 34-37.

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 Fig. 18 & 19 – Agrégations de quelques cellules observé dans une section des schistes deVindhyan

(photos tirées de l’article de Sitholey R.V., Srivastava P.N., Varma C.P.)

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[1] Acritarche : organisme microscopique de classification incertaine conservé à l’état de matière organique surtout dans les roches siliceuses. Leur forme est généralement celle d’une sphère hérissée d’ épines fourchues. On les trouvent dans les sédiments marins et pélagiques.

[2] Perminéralisation : il s’agit d’une transformation de la matière organique en une substance minérale, une transformation qui doit se faire très tôt, immédiatement après la mort de l’organisme, et qui produit une réplique en 3-D des parties molles. Ainsi, la phosphatisation des parties molles conserve les moindres détails de ces parties. La silicification (transformation en silice) du bois est un autre bon exemple.

[3] Trapp : empilement de coulées de lave régulières et horizontales (coulées stratoïdes), épaisses de 5 à 15 m (parfois 100 m), sur des surfaces atteignant plusieurs milliers de Km², avec une épaisseur totale de 2.000 à 3.000 m.

[4] Arénacé : s’applique aux roches sédimentaires de la classe des arénites. Arénite : roche sédimentaire détritique meuble ou consolidée dont les éléments ont des dimensions comprises entre 1/16 mm (62,5 µm) et 2 mm.

[5] Cyanophycées : algues primitives, souvent considérées comme un groupe particulier, le plus souvent filamenteuses, surtout d’eaux douces mais aussi marines, pouvant former des incrustations calcaires de formes diverses.

[6] Triploblastique : se dit des espèces animales dont l’embryons présente trois feuillets, ectoblaste, endoblaste et mésoblaste. Ces animaux constituent déjà une forme avancée dans l’évolution.

[7] Cette information est un extrait du BE Espagne numéro 24 du 9/12/2003 rédigé par l’Ambassade de France en Espagne. Les Bulletins Electroniques (BE) sont un service ADIT et sont accessibles …

[8] Réaction Fischer-Tropsch : réaction chimique où intervient la catalyse de CO et d’H qui les convertir en hydrocarbure.

[9] Pyrolyse : décomposition thermique de matières organiques en l’absence d’oxygène ou en atmosphère pauvre en oxygène.

[10] Les bactéries sulfato-réductrices sont des bactéries anaérobies ; ce sont les sulfates qui remplacent l’oxygène pour la respiration cellulaire.

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