Paléontologie

LES PLUS VIEILLES ROCHES CONNUES CONTENANT DES TRACES DE VIE (4)

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 165, janvier 2011

I.         Gneiss d’Akilia et Isua (Groenland)

A.    Contexte géologique

En 1973, Stephen Mootbach effectua une datation sur des échantillons de roches en provenance de la partie méridionale du Groenland occidentale. Celle-ci eut un énorme retentissement dans le landerneau des géologues,  car elle avançait une date de 3,8 Ga (Archéen inférieur). C’était à l’époque, les constituants découverts les plus vieux de la croûte terrestre. Ils avaient été récoltés dans deux localités de la région : Isua et Akilia.

La séquence d’Isua, qui remonte à 3,8 Ga, contient deux groupes de roches :

  1. des alternances très finement litées

–       de couches siliceuses : oxyde de silicium: quartzites (quatz,), silexites (SiO2) ;

–       de schistes argileux ;

–       de minerais de fer rubanés (Banded Iron Formation = BIF) : oxyde de fer (hématite – Fe2O3, magnétite, Fe3O4). Ici, ces filons ferrugineux se sont formés dans une zone sous-marine soumise à une forte activité volcanique intermittente mais intense ;

  1. des séries basaltiques.

Les BIF de l’île d’Akilia sont légèrement antérieures à celles d’Isua et remontent à 3,85 Ga.

Ces deux ensembles comprennent diverses formations géologiques (conglomérats, laves en coussins) qui sont indicatives de dépôts en milieu aqueux.

B.    Contexte biologique

Dans un premier temps, aucune trace de vie sous forme fossile n’a été décelée dans ces roches, bien qu’en 1978, Pflug avait cru remarquer à Isua des microfossiles qu’il avait baptisés Isuasphaera. En fait, il a été démontré, en 1981, qu’il s’agissait de pseudofossiles.

L’analyse des isotopes du carbone de ces roches a cependant indiqué un enrichissement en isotope 12 par rapport à l’isotope 13, indice pour certain de la présence de matière organique. Après leur formation, ces roches ont subit un métamorphisme qui aurait pu effacer toute trace de la morphologie originale de la matière organique. La plupart des géophysiciens restent cependant septiques sur l’origine biologique de ces anomalies isotopiques du carbone.

Le rapport isotopique entre 12C et 13C  est un bon marqueur chimique d’une activité biologique. En effet, quand un organisme vivant incorpore du CO2, il accumule de préférence l’isotope léger du carbone (12C). Donc, les produits d’une synthèse biologique sont enrichis en carbone « léger » par rapport aux carbonates d’origine non biologique, à un degré qui varie selon le type d’organisme. Il se trouve, que par rapport à un standard appelé PDB (Peedee Belemnite Standard), le δ13 C% est proche de 0% pour les carbonates du Précambrien et situé entre 20 et 30% pour la matière organique précambrienne, valeurs comparables à celles que l’on trouve pour le bicarbonate océanique et les produits de la photosynthèse végétale actuelles.

En 1996, le chercheur américain Stephen Mojzsis fait sensation en publiant, le 7 novembre, dans la revue Nature, les résultats de ses analyses de particules carbonatées contenant des granules d’apatite extraits des gneiss des BIF d’Akilia. Pour lui, il s’agissait de traces de vie datant de plus de 3,81 Ga. Il  détecte en effet un rapport isotopique du carbone anormalement faible (enrichi en 12C) dans des inclusions carbonées graphiteuses piégées dans un minéral phosphaté analogue au constituant de nos dents et de nos os (Mojzsis et al., 1996). Pour lui, se sont les plus anciennes roches susceptibles de présenter des traces de vie  remontant à plus de 3,75 Ga.

Ces résultats furent considérés comme la preuve irréfutable qu’une vie sous forme de micro-organismes a émergé très tôt et a survécu au bombardement météoritique secouant la Terre à l’époque. Toutefois, le doute s’installa car ces roches se sont métamorphisées à haute pression et haute température. L’origine sédimentaire de ces roches où l’anomalie isotopique du carbone a été décelée est mise en doute par certains scientifiques, dont Aivo Lepland, chercheur estonien. D’autres n’ont pas retrouvé ces anomalies isotopiques dans ces mêmes roches. Le débat fait rage entre les partisans et les adversaires d’une vie organisée il y a plus de 3,8 Ga.  Trouvera-t-on, un jour des formes de vie certaines dans ces roches ? Probablement.

Une des conditions nécessaires à cette découverte a été fournie par Nicolas Dauphas, de l’Université de Chicago, et ses collègues. Ceux-ci estiment que ces roches métamorphisées ont bien une origine sédimentaire. En effet, la nature des roches témoigne de l’environnement dans lequel les premières formes de vie ont pu se développer. Pour ce faire, les chercheurs ont eu recours au spectromètre de masse du Field Museum afin de déterminer avec précision les isotopes du fer présents dans les échantillons de roches d’Akilia. Les roches magmatiques et les roches sédimentaires n’ont pas la même signature, et les résultats penchent nettement en faveur d’une origine sédimentaire. Ces travaux ne donnent pas une réponse définitive au débat, mais ils encouragent les chercheurs à poursuivre leurs recherches dans cette région du Groenland.

C.    Contexte tectonique
Les géophysiciens soupçonnaient que le phénomène de la tectonique de plaques avait commencé peu de temps après la formation de la Terre, et selon Harald Furnes de l’Université de Bergen en Norvège, la formation de la croûte terrestre au niveau des dorsales océaniques suivie d’une subduction, était probablement à l’œuvre dès 4 Ga. Les scientifiques avaient enregistré des preuves de son existence dès 2,5 Ga.

Une équipe internationale de chercheurs, sous la conduite d’Hubert Staudigel, vient d’apporter la preuve que ce mécanisme fonctionnait déjà il y a 3,8 Ga et ce sont les roches de la formation d’Isua qui leur ont livré cette information.

L’étude de la tectonique de plaque est primordiale pour les scientifiques qui cherchent à comprendre l’adaptation complexe de la vie sur notre planète. Aussi est-ce tout naturellement que les géophysiciens se sont tournés vers la formation groenlandaise qui compte parmi les plus anciennes de la Terre et dans lesquelles on a décelé des prémices de vie. C’est initialement dans le but de trouver ces traces possibles de vie primitive qu’ils ont été amenés à analyser des roches magmatiques en tous points semblables à celles des complexes ophiolitiques plus récents. Ces ophiolites sont des roches associées au volcanisme des dorsales océaniques. Ils ont mis en évidence la présence de laves en coussins (pillow lava) et d’un complexe filonien conformes à ceux que l’on rencontre dans les ophiolites types. Malgré leur métamorphisme et leur déformation, les lithologies originelles restent identifiables. Elles s’échelonnent depuis les roches ultramafiques, témoins directs du manteau supérieur, jusqu’aux basaltes constitutifs des coulées sous-marines en pillows de la partie supérieure de la croûte, en passant par des métagabbros[1] et des plagiogranites[2].

De plus, la composition en isotopes d’oxygène de ces roches de la ceinture supercrustale d’Isua montre qu’elles ont réagit avec le milieu océanique. Ces différents éléments sont caractéristiques de la croûte océanique actuelle ou ancienne.

Si on se place d’un point de vue géochimique, en se basant sur l’analyse de certains éléments en trace notamment, on remarque la présence de roches de composition très particulière, dénommées bononites (andésites riches en magnésium) qui témoignent d’un cadre géotectonique bien précis. En effet, ces roches sont souvent associées aux arcs insulaires intraocéaniques et sont le fait de zones de subduction.

Tout ceci permit à Staudigel et son équipe de publier, le 24 mars 2007, dans Science,  des résultats accréditant une tectonique de plaques dès le début de l’Archéen. « Le fait que cette structure rocheuse soit si bien conservée est une grande chance ! » annonce le scientifique. « Ces roches se sont formées sur le plancher océanique le long d’un rift et elles se sont accrétées à une plaque continentale, survivant presque inchangées pendant 3,8 milliards d’années ».

D.    Contexte climatique

Lors de l’apparition de la vie sur Terre, à l’époque archéenne, l’énergie dispensée par le Soleil est de 30% inférieure à celle émise aujourd’hui. La chaleur captée par notre planète devait être insuffisante pour permettre à l’eau de rester liquide. Cependant, des preuves géologiques démontrent qu’il n’en était rien et que les océans étaient bien liquides.

En 1972, l’astronome Carl Sagan et son collègue George Mullen avancent l’hypothèse suivante. La concentration atmosphérique du dioxyde de carbone (CO2) devait être 100 fois plus élevée qu’actuellement, et ce serait un phénomène d’effet de serre qui aurait permis aux océans de ne pas geler.

Les travaux d’une équipe de chercheurs de l’université de Copenhague, sous la conduite de Minik Rosing contredisent cette théorie dont les résultats ont été publiés, en mars 2010, dans la revue Nature. En analysant un échantillon de roche de la ceinture d’Isua, âgé de 3,8 Ga, ils ont trouvé une concentration atmosphérique en CO2 seulement 3 fois plus importante que celle d’aujourd’hui.

Rosing avance deux possibilités pour expliquer ce paradoxe :

  1. meilleure capacité de la Terre, à l’Archéen, d’absorber la chaleur. La surface des océans captent mieux la chaleur que les continents et ils étaient à l’époque plus importants qu’actuellement ;
  2. un ciel moins nuageux, permettant au rayonnement solaire d’atteindre la surface terrestre. Les organismes vivants viennent à peine d’apparaître et les processus chimiques de formation des nuages dans lesquels ils interviennent n’ont pas encore lieu.

Une fois de plus, les scientifiques ne peuvent qu’émettre des hypothèses et il faudra encore attendre de nouvelles analyses pour pouvoir élaborer un scénario plus proche de la réalité.

E.    Hypothèse sur la formation des croûtes continentales

De plus, Minik Rosing émet une théorie qui paraît novatrice et imaginative : l’évolution de la Terre a-t-elle permis l’apparition de la vie, ou l’apparition de la vie a-t-elle modelé la Terre ?

La Terre s’est formée par accrétion il y a 4,6 Ga. Durant les 600 à 800 Ma qui suivent sa formation, les continents sont instables. Les océans apparaissent vers 4,4 Ga et les continents stables vers 3,8 Ga conjointement avec les prémisses de la photosynthèse. Cette simultanéité a attiré l’attention de Rosing et de son équipe qui ont cherché à rassembler des indices tendant à prouver que la photosynthèse est apparue il y a bien 3,8 Ga.

Ils partent du constat que les organismes actuels qui utilisent la photosynthèse pour convertir l’énergie solaire en énergie chimique, apportent une contribution énergétique trois supérieure à celle générée par l’activité géologique profonde.

Selon ces chercheurs, les premières formes de vie photosynthétiques auraient amené l’énergie nécessaire à des changements chimiques et mis en marche le cycle énergétique de la Terre et donc modifier sa géochimie : « L’énergie transformée par photosynthèse sert à maintenir les océans et l’atmosphère en équilibre avec les roches de la croûte » explique Rosing.

En poussant leurs raisonnements, la perturbation engendrée par les organismes à photosynthèse aurait renforcé l’érosion et l’altération de la croûte. Une altération qui aurait induit une production accrue de smectite et d’illite, deux composés qui, selon Rosing, auraient joué un rôle dans la formation de granite : « Le point clé, c’est que la fusion du basalte reforme du basalte, tandis que la fusion du basalte soumis à l’érosion produit une petite quantité de granite. » « La vie pourrait bien être responsable de la présence des continents tels que nous les connaissons sur Terre » conclue Rosing.

L’idée peut être intéressante, mais aucune preuve actuellement ne peut l’étayer. A creuser !


II.     CONCLUSIONS

 

De l’analyse rapide de ces quelques grands systèmes géologiques datant de l’Archéen, on peut tirer les conclusions suivantes :

  • La plus ancienne trace d’ordre biogénique a été trouvée dans les roches groenlandaises et fixerait l’arrivée de la vie sur Terre à plus de 3,85 Ga.
  • Les plus anciens fossiles attribués à des bactéries et identifiables au microscope sont datés de 3,5 à 3,46 Ga. Ils se présentent sous forme de filaments attribués à des bactéries composées de plusieurs cellules, ou de bactéries sphériques microscopiques, et ont été trouvés en grande quantité dans les cherts d’Afrique du Sud et d’Australie. Ils ont fait l’objet d’une vive polémique, certains chercheurs leur attribuant une origine minérale.
  • Par contre, l’origine biologique de roches de plus de 3 Ga (les plus anciennes datant de 3,47 Ga), trouvées dans les même roches d’Afrique du Sud et d’Australie, est incontestable. Elles seraient le résultat d’accumulation de particules de calcaire déposées et piégées dans les mailles d’un tapis bactérien et auraient formé les premiers stromatolites.
  • Lorsque les bactéries utilisant la photosynthèse sont devenues communes, l’oxygène qu’elles produisaient a dû commencer par être fixé par le fer et le soufre dissous, dans l’eau, provoquant une précipitation sous forme de rouille (Fe2O3) et de sulfates (SO4). Les plus anciens dépôts sédimentaires oxydés, de quelque importance, remontent à 2,5 – 2,3 Ga.
  • L’ensemble des données actuelles permet d’affirmer que la vie sur Terre était présente dès 3,5 Ga, sous formes de bactéries.
  • On constate une grande diversité des bactéries assez rapide, entre 3,5 et 3,2 Ga), laissant l’impression d’une éclosion de la vie beaucoup plus tôt. Ces organismes se sont établis dans des conditions variées (réduction du soufre ou photosynthèse) et vivaient dans des milieux différents (près des sources chaudes en profondeur, ou près de la surface et de la lumière).
  • Un débat persiste entre les partisans d’une origine très ancienne, avant 3,5 Ga, des bactéries végétales photosynthétiques libérant de l’oxygène et les partisans d’une origine plus tardive, entre 2,8 et 2,4 Ga, de ces mêmes bactéries mais sans libération d’oxygène.
  • Cette diversité de formes et d’adaptation physiologiques, entre 3,5 et 3,2 Ga, plaide en faveur d’un ancêtre commun bien plus ancien.
  • Malheureusement, actuellement, tous les vestiges d’une quelconque forme de vie très ancienne ne permettent pas de donner des indications précises sur le lieu, l’époque et le mécanisme de la genèse des premiers organismes. Nous n’avons aucune preuve permettant d’établir une transition entre le minéral et les formes de vie archaïques que sont les bactéries.
  • Deux possibilités se présentent aux chercheurs pour expliquer cette absence de preuves :

–        soit, les formes de vie intermédiaires ou les conditions favorables pour démarrer la genèse des bactéries ont complètement disparues sans laisser de traces (à l’époque la Terre était fortement chahutée par les nombreux impacts de météorites) ;

–        soit, ces formes transitoires entre le minéral et les bactéries n’ont jamais existé sur Terre, et ce serait un ensemencement externe provoqué par l’apport de bactéries par des météorites qui aurait permis la prolifération sur notre planète. Des reliques de vie ont été observées dans la météorite ALH84001, trouvée en Antarctique en 1984, ont contribué à émettre cette hypothèse. Mais ceci est une autre histoire !


III.     Résumé chronologique des débuts de la Terre et des plus anciennes traces de vie

 

– 4,568 Ga       :        Début de l’accrétion de la Terre. Début de l’ère Hadéenne / Éoarchéenne / Catarchéenne.

– 4,46 Ga         :        Fin de l’accrétion de la Terre. Condensation de la vapeur d’eau en pluie.

– 4,37-4,30 Ga :        Plus anciens zircons découverts aux Jack Hills, Yilgarn (ouest Australie). Le déséquilibre lutécium – hafnium et la présence d’isotopes lourds de l’oxygène indiquent la présence d’eau liquide à l’époque.– 4,040 – 4,016 Ga : Les gneiss d’Acasta (Canada) confirment la présence d’eau libre.

– 4,10-3,865     :        Période de bombardement météoritique maximal, conséquence probable de la « migration » de l’orbite de Jupiter ou de Neptune qui perturbe l’orbite de nombreux astéroïdes.

– 3,865Ga        :        Fin du bombardement météoritique. Stabilisation de la croûte et des océans. 1ers sédiments à Akilia. Début de l’époque Éoarchéenne / Issuenne.

– 3,825 Ga       :        1ers sédiments d’Isua (Groenland). Kérogènes enrichis en carbone allégé (C13 –> C12) pouvant être un indice de l’existence de microorganismes vivants. Plus probablement dû à la décomposition à haute température du carbonate de fer sous forme de magnétite et de graphite.

– 3,80-3,76 Ga :        Présence d’isuasphères et de carbone allégé à Isua (Groenland). Indices possibles (mais très discutés) de l’existence de microorganismes vivants.

– 3,75 Ga          :       Apparition des 1ères couches de fer rubané, de type « Algoma ». N’indiquent probablement pas la présence d’oxygène libre mais plutôt une synthèse d’oxydes ferriques dans les sources hydrothermales.

– 3,70 Ga          :       1ères laves komatites à Isua. Indiquent un volcanisme plus chaud que le volcanisme actuel.

– 3,49 Ga          :       1ers stromatolites de North Pole dans le Pilbara (ouest Australie). Représente les 1ères traces indiscutables de l’existence d’une vie bactérienne. Début de l’époque Swazienne.

– 3,465 Ga         :      Stromatolites, filaments et opanes (indices de vie bactérienne) de Warrawoona dans le Pilbara (ouest Australie). Les indices isotopiques indiquent qu’une photosynthèse d’un type non-producteur d’oxygène est utilisé. Les bactéries détectées sont donc probablement des bactéries sulfureuses vertes ou pourpres.

– 3,42 Ga           :      Présence de 11 types de bactéries différentes (et de houille de bactéries) à Trundall dans le Pilbara (ouest Australie). Primaevifilum minutum, P. Laticellulosum, P attenuatum, P. delicatulum, P. amoenum, P. conicoterminatum, Archaeoscillatoriopsis disciformis, A. grandis, A. maxima, etc.

– 3,25 Ga            :     Couche d’iridium à Fig Tree, en Afrique du sud, indiquant qu’un astéroïde a heurté la terre à cette époque.

– 3,2 Ga (?)        :     Houille de bactéries à Barbeton dans le Swaziland. Pétrole de bactéries sphéroïdales soufrées à Fig Tree en Afrique du sud. Bactéries Eobactériums isolatums à Warawoona dans le Pilbara (ouest Australie) et à Fig Tree (Swaziland). Les cherts commencent à s’appauvrir en isotopes 18O, indice d’une augmentation de la température des océans.

– 3,1 Ga              :    Stromatolites de Pongola et de Bularvayan en Afrique du sud.

– 3,0 Ga              :    Stabilisation des isotopes de soufre par disparition des réactions photochimiques « MIF » (MIF = « fractionnement des isotopes du soufre indépendant de la masse », induit par les rayons ultraviolets). Cela indique qu’une couche de nuages empêche désormais les rayons ultraviolets du soleil d’atteindre la terre. Ces nuages proviennent peut-être du méthane rejeté par des bactéries méthanogènes (H2 + CO2 à CH4). L’appauvrissement des cherts en isotopes 18O indique que l’eau de mer est désormais très chaude, probablement à cause de l’effet de serre intense du au méthane.

– 2,92 Ga             :    1ères cyanobactéries photosynthétiques rejetant de l’oxygène (?). Début de l’époque Laurentienne.

– 2,9 – 2,8 Ga       :    Glaciation du Swaziland / Witwatersrand. Due vraisemblablement à la destruction de l’effet de serre à la suite de la combinaison de l’oxygène et du méthane (oxygène suffisamment abondant ?).

– 2,8 Ga                : Pic de carbone léger indiquant que la vie se développe rapidement après la fin de la glaciation.

– 2,8 – 2,7 Ga        :   Cyanobactéries de Bulawayo.

– 2,7 Ga                : Pétrole de cyanobactéries dans le Pilbara (ouest Australie). Présence de stéranes de mycobactéries ou de protéobactéries à Pilbara et Wittenoom en Australie. Ces stéranes sont fabriquées grâce à la présence d’oxygène.

– 2,7 – 2,6 Ga        :   Fin des petites couches de fer rubané de type « Algoma ». Début des grands dépôts de fer rubané de type « Lac supérieur » dans le fond des mers, fabriqué par la combinaison du fer avec l’oxygène rejeté par les cyanobactéries. Présence d’oxygène libre dans l’atmosphère en faible quantité mais pas encore dans la mer. Les  gaz volcaniques sont encore très réducteurs : (CH4) et (CO) se combinent pour former du (CO2) et (H2S) se combine avec lui pour former du sulfate (SO4-2).

– 2,588 – 2,549 Ga : Cyanobactéries de Nauga, Prieska (Afrique du sud). Début de l’époque Algonkienne inférieure / Huronienne.

– 2,5 Ga                 : Début de l’accrétion du supercontinent de Kénorland / Hudsonia.

– 2,5 – 2,0 Ga         : Les laves komatites sont de plus en plus rares, indiquant que le volcanisme devient moins chaud et se rapproche progressivement du type actuel.

– 2,45 Ga               : Les volcans deviennent moins réducteurs, l’oxygène libre peut s’accumuler massivement dans l’atmosphère. Lorsque le taux d’oxygène atteint 1% dans l’atmosphère, il peut commencer à se maintenir dans les océans. Le taux de réactions photochimiques « MIF » commence à baisser.

L’enrichissement des cherts en isotopes 18O montre que l’eau de mer devient moins chaude (L’effet de serre induit par le CO2 dans l’atmosphère diminue car les cyanobactéries consomment du CO2 pour produire leur oxygène O2).

– 2,40 Ga                :            Cratère météoritique de Suavjärvi (16 Km de diamètre) en Carélie (63°7′N 33°23′E). Début de la division du supercontinent de Kénorland / Hudsonia.

– 2,325 Ga              :            Les stromatolites deviennent communs. Formation massive de dépôts de fer rubané (BIF) dans le fond des mers. Ceux-ci sont constitués par l’alternance de couches d’hématite (oxyde de fer Fe2O3), riche en oxygène, déposées en été et de couches de magnétite (oxyde de fer Fe3O4), plus pauvre en oxygène, déposées en hiver.

– 2,3 – 2,2 Ga          :            Glaciation Huronienne de Gowganda (peut-être à cause de la baisse du CO2). Terre « boule de neige ».

– 2,250 – 2,050 Ga : Augmentation de la production d’oxygène par les cyanobactéries après la fin de la glaciation. Maximum de formation de fer rubané et d’uranium oxydé. La stabilisation des isotopes de soufre (disparition des réactions photochimiques « MIF ») indique une teneur atmosphérique en oxygène O2 suffisamment  élevée pour former une couche d’ozone (O3) en altitude. Début des « couches rouges » continentales constituées de fer oxydé (hématite Fe2O3).

– 2,023 Ga              :            Cratère météoritique de Vredefort (280 Km de diamètre) sur le craton de Kaapvaal en Afrique du sud (Lat = 27°0’ S Long = 27°30’ E).

– 2,1 – 1,9 Ga (?)    : Début de l’époque Algonkienne moyenne / Animikienne. Premiers eucaryotes (êtres vivants plus évolués que les bactéries / procaryotes) : Cellules coloniales entourées d’une gaine de mucus (cyanobactéries ou algues rouges ?), huroniospores (cyanobactéries ou spores de champignons ?), Eoastrions, Eosphaeras, Gunflintias et Kakabekias umbellatas à Belcher (nord-ouest Canada) et à Gunflint (Ontario), Grypanias spiralis à Negaunee (Michigan), et acritarches pluricellulaires (spores d’algues vertes ou rouges) à Medecine Peaks (Wyoming).

– 1,9 Ga                  :            Glaciation ?

– 1,9 – 1,8 Ga          :            Formation du supercontinent de Columbia.

– 1,87 Ga                :            Algues eucaryotes Grypanias spiralis (unicellulaires géants ou pluricellulaires ?)

– 1,850 Ga              :            Cratère météoritique de Sudbury (250 km de diamètre) en Ontario (Canada).

1,8 Ga                  :            Kystes d’eucaryotes flagellés.

– 1,8 -1,7 Ga           :            Derniers dépôts de pyrite, de fer rubané et d’uraninites UO2 (remplacées par les oxydes uraniques UO3 solubles). L’oxygène n’a plus de métaux pour le fixer et il peut se répandre librement dans l’atmosphère. Phytoplancton du Mont Christo (Transvaal), Longfengshaniros, Chuarias et Tawuias (algues ou mycétozoaires) de Tuanshanzi (Chine).

– 1,73 Ga                 :           Eucaryotes Tyrasotaenias (algues rouges ?) et Stictosphaeridiums implexums à Chuanlinggou (Chine).

– 1,7 Ga                   :           Glaciation.

1,6 Ga                   :           Médusoïdes (?) de Nolténius (nord Australie). Début de l’époque Algonkienne supérieure / Riphéenne.

– 1,6 – 1,5 Ga          :            Début de la division du supercontinent de Columbia.

– 1,50 Ga                 :           Glaciation (?). La concentration en oxygène se stabilise à un taux comparable à l’actuel.

– 1,45 Ga                 :           Eucaryotes pluricellulaires et sexués de Shamberlain Shale. Algues pluricellulaires de Little Belt Mountain (Montana). 1ers eucaryotes acritarches (kystes de dinoflagellés unicellulaires ou d’algues vertes prasinophycées ?) à Belt (Montana). Acritarches Leiosphaeridias (algues vertes chlorophycées ?) à Roper (Australie).

– 1,32 Ga                 :           Acritarches Quadratimorpha à Wumishan (Chine).

– 1,30 Ga                 :           Glaciation en Afrique (?). Eucaryotes Grypanias spiralis (unicellulaires géants ou pluricellulaires ?) au Montana, en Chine et en Inde.

– 1,30-1,20 Ga        :            Eucaryotes de Besk Spring Dolomite (Californie). Algues vertes unicellulaires Pterospermas micromonadophytes et algues pluricellulaires ulvophycées de Wumishan (Chine). Champignons, algues brunes et dinoflagellés de Lakhanda (Sibérie).

– 1,25 Ga                 :           Eucaryotes Acritarches Quadratimorphas à Hongshuizhuang (Chine).

– 1,20 Ga                 :           Eucaryotes Bangiomorphas pubescens plurilellulaires et sexués au Canada. Acritarches Simias annulares et Pterospermellas à Thulé. Algues vertes Spiromorphas segmentatas à Ruyang (Chine).

– 1,10 Ga                 :           Formation du supercontinnet de Rodinia.

– 1,03 Ga                 :           Acritarches prismatomorphes Octoexydriums à Lakhanda (Sibérie).

– 1,0-0,9 Ga            :            Glaciation Laurentienne et du bas Congo. Début de l’époque Briovérienne.

– 0,9 Ga                   :           Début de la division du supercontinent de Rodinia.

– 0,90-0,85 Ga        :            Expansion des acritarches à Lakhanda (Sibérie). Octoedryxiums.

– 0,84-0,74 Ga        :            1ers animaux bilatéraux possibles (?).

– 0,75 Ga                 :           Amibes à test.

– 0,76-0,70 Ga        :            Glaciation Sturtienne / Rapitienne (terre « boule de neige »). Bactéries de Kingston (Californie).

– 0,7 Ga                   :           Interglaciaire de Nyborg / Ekné. 1ères mousses et 1ers métazoaires (?).

– 0,685-0,670 Ga    :             Début de l’époque Éocambrienne / Vendienne. Glaciation Vendienne / Varangienne / Varangérienne / Terridonienne. Hécatombe animale.

– 0,63-0,62 Ga        :            Glaciation Marinoenne d’Elatina (?).

– 0,61-0,60 Ga        :            1ers (?) animaux bilatéraux cnidaires de Twitya (nord ouest Canada).

– 0,605-0,585 Ga    :             Glaciation Marinoenne de Varanger. Hécatombe des acritarches.

– 0,590-0,565 Ga    :             Spongiaires et animaux bilatéraux Vernanimalculas à Doushantuo (Chine). Algues rouges ou lichens marins en Chine.

– 0,57 Ga                 :           Formation du supercontinent de Pannotia.

– 0,565 Ga               :           1ères traces de vers.

– 0,565-0,545 Ga    :             Grands animaux pneumatiques vendobiontes / vendozoaires d’Ediacaria.

– 0,544-0,530 Ga    :             Début de l’époque Cambrienne. Animaux agnathes et à coquilles phosphatées.

– 0,54 Ga                 :           Division du supercontinent de Pannotia.

– 0,53-0,527 Ga      :            Archéocyates à petites coquilles Tommotiennes, « explosion Cambrienne » de la vie sur toute la Terre.

IV.     BIBLIOGRAPHIE

  •      Furnes H. et al. (2007). A vestige of Earth’s oldest ophiolite. Science, 315(5819), 1704-1707.
  •      Meinesz A. (2008) – Comment la vie a commencé, Belin.
  •      Teyssèdre B. (2002) – La vie invisible – Les trois premiers milliards d’années de l’histoire de la vie sur terre, L’Harmattan.

[1] Métagabbro : gabbro ayant subi un métamorphisme hydrothermal.

[2] Plagiogranite : variété de granite tholéïtique dépourvu de potassium, avec l’albite comme seul feldspath alcalin, mis en place en milieu sous-marin

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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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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)

 ko_035

 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).

numérisation0021

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).

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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.

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 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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Des fossiles et des hommes

BUFFETAUT EricDes fossiles et des hommes, Editions Robert Laffont, Paris, 1991 (lecture, août 1991).

Eric Buffetaut nous raconte l’histoire de la paléontologie des vertébrés depuis l’origine de l’humanité jusqu’au début de notre siècle. C’est avant tout, l’histoire d’une collectivité de savants qui a permis l’avancement des idées dans ce domaine.

Au début de la civilisation, les fossiles donnèrent lieu a des interprétations légendaires. Les ossements volumineux étaient attribués soit à des hommes géants, soit à des animaux mythiques comme les dragons ou les licornes.

Ensuite, aux XVIIe, XVIIIe et début du XIXe siècles, les ossements fossiles étaient considérés par bon nombre de scientifiques, dont Scheuchzer, comme étant des témoins du Déluge biblique. Selon cette conception, la récolte et la description des fossiles servent à confirmer les Ecritures.

Une meilleure connaissance de la nature de ces fossiles laissait entrevoir la possibilité que certains d’entre eux n’existait plus à l’époque de leur découverte. La question de l’extinction des espèces et celle de la durée et de la nature des processus géologiques devait dominer le débat sur ces « pétrifications » jusqu’à la fin du XVIIIe siècle.

Georges Louis Leclerc, comte de Buffon (1707-1788) fut l’un des premier a adopter une conception de l’histoire de la Terre originale, voire révolutionnaire pour l’époque : le globe était bien plus ancien que l’on ne le croyait, et les êtres vivants étaient apparus successivement à la surface durant de longues périodes antérieures à l’apparition de l’homme. Les fossiles, sans référence au Déluge biblique, permettaient de reconstituer certains aspects de l’histoire de la Terre. Leur étude révélaient que des espèces avaient complètement disparues à la suite de changements climatiques.

A la fin du XVIIIe siècle, le climat scientifique était devenu favorable à une synthèse qui intégrerait la notion d’espèces disparues et celle d’époques de la nature pour permettre une reconstitution de l’histoire des êtres vivants. Johann Friedrich Blumenbach (1752-1840) fut l’un de ces scientifiques à réaliser cette synthèse. Il peut être considéré comme étant l’initiateur de la paléontologie scientifique.

Georges Cuvier (1769-1832) fut l’un des premiers savants à étudier l’anatomie des grandes espèces disparues. Utilisant l’anatomie comparée, Cuvier fit faire des progrès énormes à la connaissance de ces fossiles. Il reconnu qu’un certain nombre de vertébrés fossiles étaient différents des espèces actuelles, et sans représentants connus dans la faune moderne. Ces faits, ainsi que l’absence d’hommes fossiles semblaient bien « prouver l’existence d’un monde antérieur au nôtre, et détruit par quelque catastrophe ». Cuvier énonça un certain nombre de principe, dont celui sur la corrélation des formes :

« Tout être organisé forme un ensemble, un système unique et clos, dont les parties se correspondent mutuellement et concourent à la même action définitive par une réaction réciproque. Aucune de ces parties ne peut changer sans que les autres changent aussi; et par conséquent chacune d’elles, prise séparément, indique et donne toutes les autres. », Cuvier (page 104).

Il n’hésita pas à faire appel à un analogie mathématique :

« En un mot, la forme de la dent entraîne la forme du condyle, celle de l’omoplate, celle des ongles, tout comme l’équation d’une courbe entraîne toutes ses propriétés; et de même qu’en prenant chaque propriété séparément pour base d’une équation particulière, on retrouverait, et l’équation ordinaire, et toutes les autres propriétés quelconques, de même l’ongle, l’omoplate, le condyle, le fémur, et tous les autres os pris chacun séparément donnent la dent ou se donnent réciproquement; et en commençant par chacun d’eux, celui qui possèderait rationnellement les lois de l’économie organique pourrait refaire tout l’animal. », Cuvier (page 105).

Grâce à ces principes et à sa méthode de comparaison, il put résoudre l’énigme des fossiles du gypse parisien :

« J’étais dans le cas d’un homme à qui l’on aurait donné pêle-mêle les débris mutilés et incomplets de quelques centaines de squelettes appartenant à vingt sortes d’animaux; il fallait que chaque os allât retrouver celui auquel il devait tenir; c’était presque une résurrection en petit, et je n’avais pas à ma disposition la trompette toute-puissante; mais les lois immuables prescrites aux êtres vivants y suppléèrent, et à la voix de l’anatomie comparée, chaque os, chaque portion d’os reprit sa place. Je n’ai point d’expression pour peindre le plaisir que j’éprouvais, en voyant, à mesure que je découvrais un caractère, toutes les conséquences plus ou moins prévues de ce caractère, se développer successivement; les pieds se trouvaient conformes à ce qu’avaient annoncé les dents; les dents à ce qu’annonçaient les pieds; les os des jambes, des cuisses, tous ceux qui devaient réunir ces deux parties extrêmes, se trouvèrent conformes comme on pouvait le juger d’avance; en un mot, chacune de ces espèces renaître, pour ainsi dire, d’un seul de ses éléments. », Cuvier (pages 105-106).

Ayant démontré la succession de la faune sur terre et la disparition d’espèces, Cuvier cherchait à expliquer les causes de ces extinctions. Sa réponse à cette question fut que le globe avait subi une suite de « révolutions » provoquant des changements fauniques importants.

« …la vie a donc souvent été troublée sur cette Terre par des événements effroyables. Des êtres vivants sans nombre ont été victimes de ces catastrophes : les uns, habitants la terre sèche, se sont vus engloutis par des déluges; les autres, qui peuplaient le sein des eaux, ont été mis à sec avec le fond des mers subitement relevé; leurs races mêmes ont finis pour jamais, et ne laissent dans le monde que quelques débris à peine reconnaissables pour le naturaliste. », Cuvier (page 116).

La théorie « catastrophique’, dont les idées flottaient dans l’air depuis quelque temps, faisait école. Selon celle-ci, il est vain de chercher dans les processus géologique à l’oeuvre actuellement les causes des catastrophes du passé.

« C’est une partie de l’histoire de la Terre d’autant plus importante, que l’on a cru longtemps pouvoir expliquer, par ces causes actuelles, les révolutions antérieures, comme on explique aisément dans l’histoire politique les événements passés, quand on connaît bien les passions et les intrigues de nos jours. Mais nous allons voir que malheureusement il n’en est pas ainsi dans l’histoire physique : le fil des opérations est rompu; la marche de la nature est changée; et aucun des agents qu’elle emploie aujourd’hui ne lui aurait suffi pour produire ses anciens ouvrages », Cuvier (pages 116-117).

Jean-Baptiste de Monet, chevalier de Lamarck (1744-1829) s’opposa à cette vision; ses recherches le conduisirent à voir dans le monde vivant davantage de continuité que de discontinuité. Dans sa théorie de l’évolution qu’il exposa en 1809 dans sa Philosophie zoologique, il n’y a pas de place pour l’extinction des espèces.

« Selon Lamarck, une tendance générale au progrès conduisait tous les êtres vivants vers des niveaux d’organisation toujours plus élevés. La diversification du monde vivant s’expliquait par des mécanismes secondaires, tels que l’usage et le non-usage des organes et les efforts des individus pour s’adapter à leur environnement; l’hérédité des caractères acquis, en fixant les modifications obtenues par ces mécanismes, rendait possible cette évolution diversificatrice« , Buffetaut (page 122).

Etienne Geoffroy Saint-Hilaire (1772-1844) « fut le premier à voir dans certains vertébrés  disparus des témoins de la transformation des espèces au cours du temps » (page 125). Il se rapproche en cela de Lamarck et non de son collègue au Muséum de Paris, Cuvier.

Buffetaut, dans cet ouvrage, montre le rôle important que les amateurs ont joué depuis longtemps dans la connaissance des fossiles, faisant également progressé la paléontologie. La famille Anning s’est acquise un renom certain dans la récolte des ossements fossiles. Dès le début du XIXe siècle, les collectionneurs seront à la base d’un courant commercial qui fera prendre de la valeur à ces vestiges du passé. Certains paléontologues, comme Edouard Lartet (1801-1871) débuteront leur carrière comme amateur.

 Louis Agassiz (1807-1873) n’admet pas l’idée d’évolution qui prend cours durant cette période. Au sujet des différents groupes de poissons, il écrit :

« j’ai la conviction qu’ils ne descendent pas les uns des autres par voie de procréation directe ou de transformation continue […] Cette filiation n’est pas le résultat d’une descendance continuelle, mais bien d’une manifestation réitérée d’un ordre de choses déterminé à l’avance, tendant vers un but précis et réalisé avec méthode dans l’ordre du temps« , Agassiz (page 158).

« L’idée d’un développement des poissons au cours des temps géologiques venait à l’appui de la conception selon laquelle l’apparition successive des différents groupes d’êtres vivants dans les roches trahissait une progression de la vie à travers le temps. Les vertébrés fossiles, en général, jouèrent un grand rôle dans le débat à ce sujet, car on pouvait les disposer suivant un ordre hiérarchique plus facilement que les invertébrés, en plaçant les poissons au bas de l’échelle, les mammifères au sommet, et les amphibiens et les reptiles entre les deux. C’était là une sorte de transposition dans la dimension du temps de l' »échelle des être » intemporelle qui avait occupé les naturalistes du XVIIIe siècle, et cela n’impliquait pas nécessairement l’idée d’évolution« , Buffetaut (page 157).

Etienne Geoffroy Saint-Hilaire, et ses partisans, utilisent, quant à eux, cette idée d’un progrès des êtres vivants au cours des temps pour suggérer une filiation continue de ceux-ci.

De nouvelles découvertes rendent le problème de la continuité plus complexe. Richard Owen (1804-1892) et quelque autres concluent qu’il y avait des mammifères durant l' »âge des reptiles » et que la progression des vertébrés au cours des temps géologiques n’est pas aussi simple que l’on ne pensait.

Des écoles diverses s’opposent, ainsi apparaissent les tenants de l' »uniformitarisme », pour qui, « les causes qui avaient opérées dans le passé n’avaient pas été différentes des causes actuelles; il n’était pas nécessaire de faire appel à des phénomènes géologiques différents de ceux observables aujourd’hui pour expliquer l’histoire de la Terre. Ces conceptions « actualistes » s’opposaient bien sûr au catastrophisme de Cuvier et de ses disciples, mais elles ne pouvaient aussi s’accorder que difficilement avec l’idée d’un progrès régulier des êtres vivants« , Buffetaut (page 161).

Charles Lyell (1797-1875) fut l’un des représentants les plus influents de cette théorie, avant de se convertir à l’évolutionnisme dans les années 1860, sous l’influence de Darwin.

« Pour lui, l’histoire de la Terre et celle de la vie pouvaient être considérées comme cycliques. Les espèces étaient créées et disparaissaient suivant un processus régulier« , Buffetaut (page 162).

Ses célèbres Principles of Geology (183) devinrent la Bible de l’uniformitarisme.

Un courant « créationniste » refusait l’idée des évolutionnistes car elle remettait en cause la place prépondérante de l’homme.

« En dépit des efforts des antiprogressionnistes, il était devenu quasiment impossible de prétendre que tous les êtres vivants avaient été créés en même temps. Si l’on se refusait à accepter l’évolution, il fallait envisager des créations successives et multiples, dont le nombre s’accroissait à mesure que l’on découvrait de nouveaux fossiles. Face à la diversité croissante des créatures disparues, le nombre d’actes de création divine séparés qu’il fallait postuler augmentait sans cesse, ce qui n’était pas sans poser des problèmes tant religieux que scientifiques« , Buffetaut (page 168).

Alcide d’Orbigny (1802-1857), tout en restant dans la ligne du catastrophisme, envisage des créations et des extinctions successives, ce qui l’oppose au progressionnisme. Pour lui, les « perturbations géologiques » étaient des dislocations de la croûte terrestre d’ampleur planétaire, capables de bouleverser la répartition des terres et des mers, et d’anénatir toute vie. Il s’appuie sur les conceptions d’Armand-Léonce Elie de Beaumont (1798-1874), qui avait étudié la formation des chaînes de montagnes et conclu à une succession de phases tectoniques.

Cette théorie avait un certain succès, et elle s’opposait au courant progressiste, dont l’un des partisants, J.J. d’Omalius d’Halloy, avait défendu une théorie d’inspiration lamarckienne qui faisait appel à des changements progressifs par voie de reproduction, sous l’influence des changements de l’environnement.

« En une cinquantaine d’années, le progrès des découvertes paléontologiques avait été tel que, vers le milieu du XIXe siècle, une masse considérable de faits permettait une reconstitution certes encore incomplète, mais néanmoins satisfaisante des grandes lignes de l’histoire des êtres vivants. Si ce déroulement historique commençait ainsi à être connu, les mécanismes permettant de l’expliquer, en revanche, demeuraient très obscurs. Aucune des hypothèses concurrentes ne pouvait faire l’unanimité, faute de proposer un mécanisme suffisamment convaincant, et une certaine perplexité semble avoir régné parmi les naturalistes, Buffetaut (pages 170-171).

Il est important de dégager de ces faits des lois qui puissent expliquer la succession des espèces. Pour les partisants du créationnisme, la création des espèces, de même que leur disparition, sont des phénomènes plus ou moins continus. Ce n’est plus une intervention divine directe qui règle cette succession, mais une loi ou une force naturelle.

Charles Darwin (1809-1882), après son voyage sur le Beagle, élabore sa théorie qu’il développe dans son livre On the origin of species by means of natural selection, paru en 1859. Pour lui, « les données paléontologiques n’étaient certes pas en désaccord avec sa théorie de l’évolution par sélection naturelle, bien au contraire, mais de par leur nature même elles étaient très incomplètes et ne pouvaient donc fournir une aussi bonne illustration de la théorie qu’on aurait pu l’espérer. Ce pessimisme était en grande partie justifié en 1859, lorsque parut la première édition de l’Origine des espèces. En l’espace de quelques années, toutefois, il devait faire place à une conception beaucoup plus optimiste de la contribution possible de la paléontologie à la connaissance de l’évolution. Ce changement d’attitude fut dû à la fois aux efforts de paléontologues gagnés à la cause du darwinisme, ou du moins de l’évolutionnisme, et aussi à diverses découvertes fortuites mais spectaculaires, en particulier dans le domaine de la paléontologie des vertébrés« , Buffetaut (page 187).

L’évolutionnisme, s’il gagne du terrain, n’en est pour autant pas reconnu massivement par les autorités académiques ou religieuses. Certains paléontologues, dont Albert Gaudry (1827-1908), l’apprirent à leurs dépens. Pourtant, ce paléontologue était loin des darwinistes anglais et allemands.

« Il lui paraissait essentiel de bien séparer la question de la réalité des transformations de celle des mécanismes mis en oeuvre. Gaudry reconnaissait certes à Darwin le mérite d’avoir montré l’existence des transformations d’espèces, mais le mécanisme proposé par le naturaliste anglais ne pouvait le convaincre. […] En fait, la conception mécaniste de Darwin, expliquant l’évolution par la variation au hasard contrôlée par la sélection naturelle, ne pouvait guère cadrer avec les idées religieuses de Gaudry, pour qui l’évolution révélait dans le monde vivant une unité qui était la marque des oeuvres divines. Pour lui, il n’y avait pas de séparation claire entre la création et l’évolution…« , Buffetaut (pages 197-198).

Un personnage qui eut une influence certaine sur une génération de paléontologues, fut le russe Vladimir Kovalevsky (1842-1883). Evolutionniste de la seconde moitié du XIXe siècle, il eut une approche beaucoup plus darwinienne pour interpréter l’évolution des vertébrés fossiles.

« D’éminents paléontologues, tels que le Belge Louis Dollo, l’Américain Henry Fairfield Osborn et l’Autrichien Ottenio Abel, trouvèrent dans les travaux de Kovalevsky une source d’inspiration, et on peut à ce titre le considérer comme l’un des grands noms de la paléontologie des vertébrés de la fin du XIXe siècle« , Buffetaut (page 203).

La seconde moitié du XIX e siècle est marquée par deux tendances que sont l’accroissement des découvertes grâce à l’augmentation de l’activité industrielle, et le développement des grands musées paléontologiques. Pour rappel, la découverte des iguanodon de Bernissart, le 1 avril 1878.

Nombre de paléontologues de l’époque admettait que les transformations des êtres vivants étaient soumises à des lois strictes; il en découlait que l’évolution était orientée.

« L’idée suivant laquelle des forces internes dirigeaient les modifications des lignées d’êtres vivants étaient très répandue. Pour beaucoup de paléontologues, ces lignées passaient au cours de leur histoire par une succession régulière de phases. La tentation était forte, pour certains, d’assimiler ces phases aux étapes de la vie de l’individu, et de distinguer une jeunesse, une maturité et une vieillesse dans l’histoire évolutive de chaque groupe d’êtres vivants. Dans une telle conception anthropomorphique, le vieux problème de l’extinction des espèces trouvait une solution simple : de même que chaque organisme finit par mourir après avoir vieilli, chaque espèce disparaissait après une phase de « sénilité »« , Buffetaut (page 226).

« La loi de Cope n’est qu’un exemple parmi d’autres de ces lois de l’évolution que les paléontologues de la fin du XIXe siècle aimaient à déduire des fossiles. L’évolution dirigée ou ‘orthogenèse », était à la mode et paraissait souvent difficile à concilier avec le darwinisme« , Buffetaut (page 249).

Au début du XXe siècle, la plupart des naturalistes donnait la préférence à une conception lamarckienne, qui donnait la priorité à des forces internes, plutôt qu’à des forces externes liées au milieu.

« L’évolution dirigée, ou orthogenèse, que beaucoup de paléontologues croyaient pouvoir déduire des fossiles, paraissait impossible à exliquer en termes darwiniens. […] cet état de choses devait durer jusqu’à la formulation, dans les années 1930 et 1940, de la théorie néodarwinienne ou « synthéyique » de l’évolution, qui prenait en compte les concepts nouveaux de la génétique« , Buffetaut (page 227).

L’instauration des Etats-Unis fut également propice aux découvertes d’ossements d’espèces disparues. La chasse aux fossiles battit son plein dans les années 1840 et 1850. La « guerre des fossiles » entre Edward Drinker Cope (1840-1897) et Othniel Charles Marsh (1831-1899) domina largement le développement de la paléontologie des vertébrés aux Etats-Unis.

D’autres terres, comme l’Amérique du Sud et l’ Antarctique, livrèrent également leurs archives paléontologiques à la curiosité des scientifiques et des amateurs. Le temps de la colonisation, à la fin du XIXe et dans la première moitié du XXe siècle, permit de découvrir les restes des premiers hominidiens et de localiser le berceau de notre lignée.

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De l’extinction des espèces

David M. RAUPDe l’extinction des espèces, NRF essais – Gallimard, 1993 (lecture, janvier 1995).

Le titre original, en anglais est Extinction, bad genes or bad luck ?; il correspond mieux à l’esprit de l’ouvrage que la traduction française De l’extinction des espèces – Sur les causes de la disparition des dinosaures et de quelques milliards d’autres.

*La question principale, sur laquelle nous reviendrons sans cesse, est de savoir si les milliards d’espèces qui sont mortes au cours des temps géologiques se sont éteintes parce qu’elles étaient moins bien adaptées (elles avaient de mauvais gènes), ou simplement parce qu’elles se trouvaient à la mauvaise place au mauvais moment (elles n’ont pas eu de chance). Est-ce que les espèces luttent pour survivre ou bien jouent au jeu de la survie ? Cela nous conduit à une question qui nous importe encore plus : sommes-nous ici en raison de notre supéruiorité naturelle (pouce opposable, gros cerveau, etc.) ou simplement parce que nous avons eu beaucoup de chance ?+ (Avant-propos, page 7).

*D. Raup, dès son sous-titre, paraît dédramatiser le problème des extinctions : s’il nous annonce que ce sont des milliards d’espèces qui ont disparu depuis les origines, ne faut-il pas considérer que la mort des espèces fait partie du quotidien du mouvement de la vie ? De fait, ce ne sont pas ces morts *ordinaires+, ce bruit de fond de la dynamique de la vie, qui sont au coeur de son propos : il examine sous différents aspects les grandes extinctions qui, au cours des 500 derniers millions d’années, à cinq reprises, ont modifié profondément les paysages biologiques terrestres et marins. Ces périodes d’agression majeure ont été sélectives, certes, mais, pour autant, il paraît bien difficile d’expliquer pourquoi tel groupe a survécu, et tel autre a succombé.+ (J.-L. Hartenberger, Pour la Science, NE 190, 8/1993).

Dans cet ouvrage, l’auteur se pose deux questions fondamentales.

*Pourquoi autant d’espèces ont-elles péri? Et comment se sont-elles éteintes?+ (page 9).

Ces interrogations renvoient *à une alternative entre hérédité ou environnement+.

*Bien sûr, le problème est plus complexe que cela, tout comme l’est la question de l’inné et de l’acquis dans le comportement humain. Mais dans les deux cas, l’hérédité et l’environnement jouent chacun un certain rôle, et la difficulté est de trouver quel est le facteur prédominant et de déterminer si sa prépondérance varie au cours de l’espace et du temps+ (page 12).

*Si 99,9% des espèces qui ont vécu sur la Terre sont maintenant éteintes, cela veut dire que le processus de naissances d’espèces s’est produit pratiquement autant de fois que celui d’extinction. Bien que la diversité actuelle – les millions d’espèces vivantes – nous paraisse élevée, l’ensemble des espèces peuplant aujourd’hui la Terre résulte d’un petit excédent de spéciations par rapport aux extinctions, petit excédent qui s’est constitué de manière accumulative au cours de longues périodes de temps+ (page 18).

Raup distingue le phénomène de spéciation, terme qui se réfère à la division d’un lignage en deux branches ou à la formation d’une branche divergente en un point d’un lignage, de celui de transformation phylétique, qui dans le sens darwinien correspond à une transformation graduelle d’une espèce en une autre. Il défini également ce qu’il entend par espèce.

*[…] une espèce est un groupe d’organismes individuels qui partagent un patrimoine génétique collectif+ (page 21).

Raup et son collègue Jim Valentine ont voulu, un temps, *tester l’idée que la vie pourrait être née à plusieurs reprises+.

*[Leur] analyse a montré que s’il y avait eu dix tentatives, alors il était statistiquement probable qu’une seule ait survécu, par le simple jeu du hasard. S’il y avait eu plus de dix tentatives, il était vraisemblable qu’il serait resté des descendants de deux d’entre elles. De manière générale, s’il y avait eu plusieurs tentatives et qu’une seule ait survécu, nous serions confrontés là aussi à une question du type *mauvais gènes ou mauvaise chance+ : est-ce qu’une forme de vie a triomphé parce qu’elle était la meilleure, ou le lignage survivant a-t-il eu de la chance? (pages 30-31).

Selon l’idée courammment admise, la faune d’Ediacara qui *représente une grande bande évolutive+, aurait été anéantie et constituerait un *faux départ+. Elle est suivie de la faune des schistes de Burgess, au début du Cambrien et correspond à l’explosion cambrienne. Pourquoi, après une longue période de très lente évolution, une diversification aussi brutale ? Plusieurs hypothèses ont été proposées :

*          changement important de l’environnement physique (de la composition dans les océans et l’atmosphère);

*          cause biologique telle le tondage proposé par Steven Stanley (Case Western Reserve University).

*La présence d’une espèce consommatrice, qu’elle broute les végétaux ou qu’elle dévore des proies animales, stimule le développement de la diversité en espèces dans le secteur soumis à son action+ (page 33);

*          expansion du type épidémique.

*L’évolution est, en effet, comparable à une épidémie, si l’on considère la spéciation comme analogue à la reproduction d’un individu affecté, et l’extinction à sa mort. Tant que le taux de spéciation excède celui de l’extinction, le nombre d’espèces (la biodiversité) doit s’accroître exponentiellement. Plus il y a d’espèces, plus il y a de possibilités de nouvelles spéciations+ (page 34).

Contrairement à l’idée admise, le Phanérozoïque n’a pas été *une succession de dynasties planétaires, dominées par des organismes toujours plus sophistiqués+.

*En fait, l’évolution de la vie durant le Phanérozoïque a été dominée, dans l’ensemble, par le renforcement, le remplissage et le piétinement. Des groupes évolutifs majeurs apparurent, s’épanouirent pendant un temps, puis périrent; les organismes qui les remplacèrent furent différents, mais pas vraiment plus complexes, plus perfectionnés ou plus grands+ (page 38).

Raup se distingue de ses confrères paléontologues par une approche différente de ce problème des extinctions de masse. C’est en *paléodémographe+ et en statisticien qu’il a abordé le problème, et ses méthodes ont permis d’avancer dans la recherche des causes et des rythmes de ses *assassinats collectifs+. Car, comme bien d’autres, il ne craint pas d’user de ce vocabulaire de fait divers où catastrophe rime avec géologique et crise avec biologique.

Le hasard joue un grand rôle dans son analyse, tout comme chez S.J. Gould. Pour étayer ses démonstrations, il fait appel aux probabilités rencontrées dans les jeux de hasard (La ruine du joueur, la marche au hasard) qu’il applique aux extinctions.

*[…] plusieurs prédictions intéressantes sont possibles. Par exemple, le nombre des espèces (la diversité) va fluctuer vers le haut ou le bas comme dans le cas de la marche au hasard. L’extinction d’espèces diminue la diversité; la spéciation l’accroît. Aussi longtemps que les probabilités d’extinction sont identiques à celles de spéciation (cinquante-cinquante), il en résultera une marche au hasard.

En outre, l’extinction finale du genre est inévitable (pages 54-55).

*Il se pourrait que la définition la plus pratique du hasard dans les systèmes naturels soit la suivante : on dit que des événements surviennent au hasard, lorsqu’ils sont imprédictibles, sauf en termes de probabilité. […]

En approchant le phénomène de l’extinction de la même manière que le problème de *la ruine du joueur+, nous mettons en oeuvre les mêmes notions de probabilité. Cela revient à considérer que, vraisemblablement, de très nombreuses raisons concourent à l’extinction d’une espèce+ (pages 56-57).

*Cette approche permet de formuler des conclusions sur les extinctions qu’on n’aurait pas pu atteindre par l’étude classique au cas par cas+ (page 57).

*Dans l’histoire évolutive d’un genre ou de tout groupe d’espèces apparentées, il y a eu un certain degré de hasard dans le sens défini ci-dessus. Un ensemble complexe de facteurs biologiques et physiques détermine combien de temps chaque espèce d’un genre donné va survivre et si elle va former par branchement de nouvelles espèces. L’extinction d’un certain nombre d’espèces tend à compromettre l’avenir d’un genre, tandis que la spéciation tend à l’assurer+ (page 57).

*Un nombre élevé d’espèces protège ainsi temporairement un groupe de l’extinction+ (page 57).

Dans ce qui précède, Raup considérait la même probabilité pour les spéciations et les extinctions. Ce choix est-il réaliste ? Le raisonnement sur la marche au hasard est le même si ces probabilités sont inégales. De plus, l’observation qui découle du rapport de 1.000 à 1 des espèces éteintes aux espèces vivantes, montre que les taux moyens à long terme en spéciations et en extinctions ont été pratiquement les mêmes.

La simulation de distributions (histogrammes) par ordinateur a permit d’établir un certain nombre de règles.

*Etant donné un certain nombre de raisons découlant de l’observation et de la théorie – par exemple, du problème de *la ruine du joueur+ -, nous pouvons énoncer les règles suivantes :

1.         La plupart des espèces et des genres ont des durées de vie courtes (par comparaison à la moyenne).

2.         La plupart des espèces ne comprennent qu’un petit nombre d’individus?

3.         La plupart des genres possèdent peu d’espèces.

4.         La plupart des espèces n’occupent que des aires géographiquement réduites.

Les distributions très asymétriques sont fort courantes dans la natures+ (pages 61-62).

L’auteur cherche à rendre compte que de nombreuses distributions, établies notamment sur d’autres modèles, sont asymétriques.

*Elles sont loin de ressembler aux courbes en cloche symétriques dont nous avons tous entendu parler.

La leçon que l’on peut tirer de tout cela en ce qui concerne les extinctions est que certaines espèces animales ou végétales sont; à priori, plus exposées que d’autres çμà s’éteindre. La majorité des espèces existant de nos jours a de petites populations et vit dans des aires géographiques restreintes+ (page 64).

*Il va de soi que lorsque les conditions de l’environnement deviennent difficiles, que ce soit pour des raisons biologiques ou physiques, les nombreuses espèces peu répandues sont les plus vulnérables à l’extinction+ (page 64).

Après ces généralités, Raup s’attaque aux extinctions de masse auxquelles il va tenter d’appliquer son raisonnement. Les paléontologues admettent cinq grandes extinctions qui se situent à l’Ordovicien, au Dévonien, au Permien, au Trias et au Crétacé.

L’auteur aborde en premier l’extinction la plus proche, celle appelée K-T (Crétacé-Tertiaire).

*Pratiquement tous les groupes d’animaux et de plantes – aussi bien sur la terre ferme que dans les mers – perdirent des espèces et des genres à la fin ou au voisinage de la fin du Crétacé. Les animaux marins subirent l’extinction totale de 38% de leurs genres; chez les animaux terrestres, l’hécatombe fut même légèrement plus intense+ (pages 72-73).

*Dans les océans, les plus grandes pertes en espèces et en genres ont concerné les reptiles marins, les poissons osseux, les escargots, les coquillages, les ammonites (des mollusques, lointainement apparentés au calmar), les oursins et les foraminifères (animaux unicellulaires dotés d’un squelette, ou test, dur). Mais tous les groupes ont souffert. La donnée la plus remarquable est constituée par les grands groupes – les familles et les ordres – qui ont perdu toutes leurs espèces. Cela a été la cas des reptiles marins (plésiosaures, mosasaures et ichtyosaures), des ammonites et de plusieurs autres groupes qui avaient été jadis florissants.. Certains d’entre eux avaient commencé à décliner bien avant la fin du Crétacé; d’autres moururent brutalement.

Sur la terre ferme, les victimes les plus évidentes furent les dinosaures, mais il y eut aussi de lourdes pertes chez une grande variété d’autres reptiles, de mammifères et d’amphibiens+ (page 73).

Raup insiste sur la disparition *de quelques espèces, peu nombreuses, mais très abondantes+, comme, par exemple, les angiospermes qui laissent la place aux fougères(le pic des fougères) pour réapparaître plus tard.

*A la limite entre le Crétacé et le Tertiaire, la plupart des foraminifères planctoniques furent tués si massivement que les sédiments venant juste au-dessus ont une couleur et un aspect tout différents. Plus haut dans la séquence des dépôts tertiaires, les foraminifères planctoniques font leur retour, présentant plusieurs espèces nouvelles, descendant probablement d’une seule espèce ayant survécu à la fin du Crétacé+ (pages 74-75).

Lorsque l’on cherche à mesurer l’intensité des extinctions, on se rend compte que la probabilité que les groupes soient frappés par l’extinction sous l’effet du hasard augment à mesure que l’on descend l’échelle taxinomique. Quant à la durée d’une extinction, il est difficile de se prononcer. Ainsi pour l’extinction K-T.

*Par suite des lacunes dues à l’érosion ou à d’autres causes dans la série sédimentaire, il est donc extrêmement difficile d’amasser une quantité suffisante de données de bonne qualité, et d’aller plus loin que de dire : l’extinction s’est située quelque part près de la fin du Crétacé.

Une caractéristique curieuse de plusieurs des extinctions de masse est qu’elles s’observent dans des colonnes sédimentaires présentant des lacunes particulièrement grandes+ (page 82).

Malgré cette incertitude, Raup continue *à évoquer les extinctions de masse comme des événements définis de manière précise dans le temps, ce qui veut dire qu’elles auraient été soudaines et de courte durée+.

*Traditionnellement, on regarde l’évolution de l’ensemble des êtres vivants comme un processus de changement se déroulant de manière essentiellement constante, avec de temps en temps un rythme plus rapide. Les extinctions de masse paraissent se distinguer du cours normal de l’histoire+ (page 85).

Afin de différencier les extinctions de masse de celles figurant en toile de fond, les paléontologues tracent un histogramme de l’intensité des extinctions de genres fossiles durant une période donnée ou une courbe des espèces tuées. On constate que l’histogramme passe insensiblement du niveau des extinctions de faible intensité (en toile de fond) à celui des cinq grandes extinctions de masse. *Cela suggère qu’il n’y a pas de discontinuité entre les petites et les grandes extinctions+. Par contre, la courbe des espèces tuées montre que les cinq grandes extinctions de masse sont des phénomènes qui se produisent tous les 100 millions d’années environ et tuent une moyenne de 65% de toutes les espèces.

*La leçon la plus importante que l’on peut tirer de cette courbe est que les espèces ne connaissent qu’un faible risque d’extinction la plupart du temps (partie inférieure de la courbe), et que cet état de relative stabilité est ponctué à de rares moments par des épisodes où le risque d’extinction est infiniment plus élevé. Autrement dit, de longues périodes d’ennui, entrecoupées occasionnellement de moments de panique. Toute tentative de trouver des causes aux extinctions doit tenir compte de cette distribution+ (page 91).

*Une question capitale dans le débat *mauvais gènes ou mauvaise chance+ est de savoir si les extinctions sont sélectives. Les victimes sont-elles tirées au hasard au sein de la biodiversité – c’est-à-dire indépendamment de leurs aptitudes biologiques -, ou bien certains organismes ou certains habitats sont-ils plus exposés ?+ (page 93).

Précédemment, le raisonnement de l’auteur se basait sur l’hypothèse que les extinctions procèdent totalement au hasard. Si cette hypothèse s’avère proche de la réalité, un grand pas dans la connaissance et les causes des extinctions serait fait.

*Par ailleurs, la question de leur sélectivité a un rapport évident avec leur rôle dans l’évolution. Moins elles seraient régies par le hasard, plus elles influeraient sur le cours de l’évolution, pour le meilleur ou pour le pire+ (page 93).

Raup prend comme premier exemple de l’étude de la sélectivité des extinction, la disparition des grands mammifères du Pléistocène. Certaines zones géographiques ont été touchées plus durement que d’autres. De plus, les événements n’ont pas été synchrones dans les différents points du globe. De nombreuses extinctions ont été totales, tandis que d’autres n’ont pris place que sur un ou deux continents. Certains sites archéologiques qui montrent l’intervention de l’homme dans le massacre d’animaux sont à l’origine de la théorie dite de la *guerre éclair+ qui expliquerait l’extinction des grands mammifères.

*Néanmoins, la disparition soudaine de la plupart des grands herbivores et carnivores dans de vastes portions des continents a dû avoir d’importantes conséquences sur certains écosystèmes terrestres+ (page 95).

Cette théorie de la *guerre éclair+ est contestée par bon nombre de paléontologues. Les datations sur lesquelles elle se base sont mises en doute. La solidité de cette théorie dépend en grande partie de la validité des dates à laquelle l’homme a pénétré en Amérique du Nord.

*La seconde objection faite à la théorie de la guerre éclair est que les variations du climat paraissent représenter des causes bien plus vraisemblables+ (page 97).

Avec l’extinction K-T, l’auteur montre, en compulsant la littérature, que les opinions des paléontologues divergent selon les critères choisis. Ainsi, Michael LaBarbera (université de Chicago) publie que *pratiquement tous les vertébrés de grande dimension ont été éliminés+ lors de l’extinction K-T. Par contre, William Clemens (Berkeley) prétend, quant à lui, qu’*on ne trouve pas de tailles liées préférentiellement à la survie ou à l’élimination chez les groupes qui furent confrontés à l’extinction de masse du Crétacé+.

*Il y a plusieurs autres cas où l’on invoque l’élimination préférentielle des animaux de grande taille+ (page 100).

Ainsi, les ammonites ont toutes péri à la fin du Crétacé, mais les plus grandes n’existaient déjà plus à ce moment. Le même cas se présente pour les euryptérides (arthropodes du Paléozoïque).

*La taille n’est pas le seul trait suggérant un lien préférentiel avec l’extinction. On affirme couramment que les organismes tropicaux ont plus de probabilité de s’éteindre que leurs apparentés des pays tempérés. On dit aussi que les organismes planctoniques sont plus exposés à ce risuqe que les animaux vivant sur les fonds, et que les communautés récifales sont plus vulnérables que les non récifales+ (page 10).

Raup met toutes ces affirmations en doute. En se basant sur les listes des survivants et des victimes d’une extinction, il est difficile de faire des évaluations statistiques fiables. On tentera de déterminer les *dénominateurs communs, c’est-à-dire les caractéristiques possédées par la plupart des victimes, mais non par les survivants, pu vice versa+.

*Le problème est qu’on peut envisager un nombre quasi illimité de caractéristiques des organismes qui pourraient être importantes […]+ Nous pouvons comparer des listes de victimes et de survivants sous l’angle d’autant de traits que l’on veut (ou peut). Si ces listes ne sont pas trop longues, il est pratiquement inévitable que nous allons trouver un ou plusieurs traits marchant de concert.

Dès lors, nous allons soumettre cette corélation à des tests de signification statistique, pour voir si elle est due, ou non, au seul hasard+ (pages 101-102).

*Mais il y a une faille logique dans cette démarche : la mise en oeuvre de ces test statistiques ne peut s’affranchir du fait que l’on essaie de nombreux traits avant d’en trouver un qui soit prometteur+ (page 102).

C’est pourquoi, l’auteur considère avec scepticisme des affirmations telles que : *les grands mammifères du Pléistocène tardif ont été plus touchés par les extinctions que la moyenne des anomaux en raison de leur grande taille+. Il y a pourtant un type de sélectivité pour lequel, Raup n’émet aucun doute. C’est celui de la disparition des dinosaures. Sur la base du taux moyen d’extinctions obtenu par Bill Clemens pour les vertébrés trouvés dans les dernières couches du Crétacé, il conclut que *Certains cas […] ne peuvent certainement pas être expliqués par le hasard+. C’est le cas pour les Saurischiens, les Ornithisciens et les Ptérosauriens dont le taux atteint 100% de disparitions.

*Autrement dit, ils ont eu, par rapport à d’autres animaux, une susceptibilité supplémentaire à l’extinction crétacée, quelles qu’en aient été les causes+ (page 106).

*L’extinction des trilobites constitue un autre exemple de sélectivité taxinomique+ (page 107).

Afin de déterminer si seul le hasard était responsable de l’extinction des trilobites, Raup utilisa des modèles mathématiques.

*Il en découlait que les trilobites (quelles qu’en aient été les raisons) présentaient une aptitude moins grande à la spéciation ou bien étaient plus exposés à l’extinction+ (page 108).

*De tout cela, je conclus que les trilobites devaient mal accomplir quelque fonction biolgique (ou que les autres groupes s’en sortaient mieux). Dans leur cas, on peut donc dire que c’étaient leurs mauvais gènes qui étaient en cause+ (page 108).

*Si certains groupes taxinomiques sont plus durement frappés que d’autres, c’est que les contraintes de l’environnement responsables de l’extinction doivent peser sur des caractéristiques communes à toutes les espèces de ces groupes+ (page 109).

*En conclusion, l’extinction est un phénomène apparemment sélectif jusqu’à un certain point et dans certaines circonstances, bien qu’il soit diablement difficile de le prouver. Quel que soit le degré de la sélectivité, celle-ci n’est jamais très prononcée+ (page 111).

*La recherche des causes et ressorts de ces événements qui ont façonné et orienté l’évolution biologique reste une des grandes questions. On peut classer en deux grands types les causes physiques évoquées en tant que facteur de leur déclenchement : celles, externes, faisant appel à de phénomènes astronomiques, telles les chutes de météorites; celles, internes, propres à la dynamique terrestre, comme le sont les crises de volcanisme ou tout autre phénomène géologique qui transforme profondément le physique de la Terre.+ (J.-L. Hartenberger).

Avant de passer en revue les causes des extinctions, Raup insiste sur la rareté de celles-ci.

*La durée de vie moyenne d’une espèce dans les archives fossiles est d’environ quatre millions d’années. Donc, il n’y a qu’une espèce sur quatre millions à mourir de mort naturelle chaque année. Si quarante millions d’espèce vivent aujourd’hui, on n’en trouvera qu’une dizaine à mourir en moyenne chaque année. En dehors de toute influence humaine, l’extinction d’une espèce est un phénomène rare+ (pages 113-114).

*Etant donné la rareté du phénomène d’extinction, nous avons donc vu trois façons de se servir de données de substitution : 1) étude de l’extinction de populations locales; 2) étude des tendances au déclin; 3) étude de l’impact des activités humaines. Toutes ces études peuvent être prises en compte dès lors que l’on a bien compris leur nature et les risques d’erreur que peut comporter l’extrapolation à partir d’elles+ (page 116).

L’auteur nous donne une liste des causes possibles plausibles, tout lui trouvant un certain anthropomorphisme car assez proches des préoccupations actuelles de l’humanité.

*          changements climatiques, notamment refroidissement et sécheresse;

*          montée et descente du niveau des mers;

*          prédation;

*          épidémie (qui est une sorte de prédation);

*          compétition avec les autres espèces.

D’autres causes ne reflètant pas les appréhensions traditionnelles des hommes sont :

*          empoisonnement chimique des eaux océaniques;

*          changements dans la composition chimique de l’atmosphère;

*          corps solides tombant du ciel;

*          radiations cosmiques;

*          activité volcanique à l’échelle de la planète;

*          invasion par des êtres extraterrestres.

*Dans les extinctions de masse, les espèces doivent donc probablement rencontrer un même problème – un événement particulier qui fait s’élever le risque d’extinction sur un large front.

Cela nous permet de dire que l’on peut rejeter certains des scénarios proposés pour expliquer les extinctions de masse+ (page 123).

Dans un premier temps, Raup se penche sur les causes biologiques des extinctions.

*Presque n’importe quelle perturbation, physique ou biologique, peut provoquer des extinctions d’espèces+ (page 125).

Les écologistes se rangent en deux écoles, sur la question de la structure des communautés animales et végétales. Les uns *voient ces communautés presque comme des organismes, et pensent qu’il existe un très grand degré d’organisation dans les relations entre espèces vivant dans un même lieu+. Les autres voient *ces mêmes communautés que comme une collection d’espèces dont les habitats se trouvent par hasard coïncider dans l’espace, chacune d’elles s’efforçant de survivre du mieux qu’elle peut+.

*La question de savoir si les communautés écologiques sont fragiles ou non a une certaine importance pour le problème des extinctions dans le passé géologique+ (page 127).

*Si les communautés naturelles consistent en de délicats réseaux d’interdépendances, la perte d’une seule espèce peut entraîner celle d’autres. Mais si les communautés ne sont pas des entités extrêmement intégrées, les extinctions d’espèces peuvent être indépendantes les unes des autres+ (page 127).

Pour illustrer ce raisonnement, Raup prend le cas de la petite poule de bruyère qui disparu des Etats-Unis durant ce siècle. Il en tire une leçon importante, à savoir que l’extinction de ce volatil s’est déroulée en deux stades distincts.

*Le premier a correspondu à la survenue d’une perturbation dévastatrice – la chasse humaine excessive. Cela a conduit à diminuer drastiquement l’aire de distribution géographique de l’oiseau. Le second stade, qui a débuté en 1916, a été constitué par la série d’événements accidentels – certains physiques, d’autres biologiques – qui a conduit à l’extinction final+ (page 129).

*Peut-on tirer des règles générales du cas de la petite poule de bruyère ? Est-ce que l’extinction d’une espèce très répandue requiert la survenue d’une première agression, dont l’effet est de réduire l’aire de distribution géographique, puis d’une série de coups de malchance conduisant à l’estocade finale ?+ (page 129).

Malheureusement, il est très difficile de répondre à cette question.

*Cela reste une question ouverte. Nous avons simplement établi qu’une première agression, lorsqu’elle existe, accélère beaucoup le processus. Et nous avons aussi établi (comme dans le cas des trilobites) qu’une extinction peut se produire même sans une première agression. Mais nous n’avons pas pu dire quel est le scénario le plus fréquent, et donc le plus important, dans l’histoire de la vie+ (page 130).

Les travaux relatifs à la *biologie de la conservation+ réalisés sur de petites populations ont permis de faire ressortir l’importance du concept de population viable minimum (PVM) et d’établir la liste des causes les plus courantes de l’extinction des populations en dessous du niveau PVM :

1.         Les variations stochastiques de la démographie.

2.         La détérioration génétique.

3.         Les dysfonctions sociales.

4.         Les forces extrinsèques.

*La PVM varie énormément d’organisme à organisme+ (page 133)

*En dépit de la variabilité de la PVM, toutes les études conduisent à la même conclusion frappante : la dimension de la PVM est très basse, de l’ordre de quelques dizaines à quelques centaines d’individus+ (page 133).

*[…] les espèces très répandues, qui sont les plus fréquentes dans les archives fossiles, n’atteignent le niveau des petites populations qu’après une première agression – ou son équivalent dans le long terme : une lente détérioration+ (page 133).

Conclusion de deux écologistes (John Terborght et Blair Winter) ayant étudié le taux d’extinction dû à la compétition des espèces sur une île (Trinidad) :

*L’extinction choisit ses victimes avec impartialité; quel que soient leur taille, leur niveau dans la chaîne trophique ou le groupe taxinomique auquel elles appartiennent, les espèces peuvent tomber sous ses coups. La rareté est le trait qui les rend les plus vulnérables+.

Et Raup d’ajouter :

*Et cela nous ramène à la PVM et à *la ruine du joueur+. Les espèces présentant les plus petites populations seront les plus vraisemblablement atteintes par l’extinction+ (page 136).

*Une relation fondamentale en biologie de la conservation est celle qui existe entre la superficie d’un territoire et le nombre d’espèce qui peuvent y habiter+ (page 136).

Et de ce fait, *on se sert beaucoup de la relation espèces-superficie pour prédire les pertes en espèces à partir des diminutions imposées à l’habitat+.

En appliquant cette relation aux extinctions du passé, on constate que *la superficie habitable par les êtres vivants a varié au cours des temps géologiques+. Par exemple, l’abaissement des mers. Si l’on se penche sur le cas du continent américain on constate un certain nombre d’échanges entre Amérique du Nord et Amérique du Sud.

*En Amérique du Nord comme du Sud, l’échange accrut d’abord le nombre des espèces dans chaque zone. Puis, tandis que les contraintes imposées par la relation espèces-superficie commençaient à se faire sentir, le nombre des espèces se mit à diminuer dans les deux régions pour atteindre un niveau inférieur à celui qui prévalait avant l’échange. Aujourd’hui, environ 50% des genres de mammifères d’Amérique du Sud sont d’origine nord-américaine, et 20% de ceux d’Amérique du Nord proviennent d’Amérique du Sud. Par suite des extinctions provoquées par l’échange, et de celles communes à tout le Pléistocène sur les deux continents, la faune totale est devenue plus réduite qu’elle n’était auparavant+ (page 141).

Après les causes biologiques, Raup s’attaquent aux causes physiques des extinctions.

*Traditionnellement, on a rangé en deux classes les causes physiques des extinctions : celles se rapportant aux extinctions de masse et celles ayant trait aux extinctions se produisant *en toile de fond+. Pour les premières, les causes le plus en vogue ont été, de loin, les changements de climat et du niveau des mers. Une autre a été également le changement du niveau de salinité de l’eau des océans. Une autre encore, la diminution de la quantité d’oxygène dans les eaux marines peu profondes+ (page 146).

Pour l’autre type d’extinctions, diverses causes physiques ont été proposées : changements climatiques locaux accompagné d’un changement dans le rythme de l’érosion…

*[…] les changements intervenant dans la distribution des continents et des mers influencent la superficie habitable par les organismes+ (page 150)

On en revient à la relation espèces-superficie.

*Les plates-formes continentales, richement approvisionnées en matières alimentaires, ont toujours hébergé plus de biomasse que les zones profondes des océans. Or, elles sont tout à fait susceptibles d’être touchées par la fluctuation du niveau de la mer. Lorsqu’elles sont émergées, l’habitat des organismes propres aux plates-formes continentales se trouve drastiquement restreint+ (page 152).

*La relation espèces-superficie joue donc avec une certaine ampleur lorsque les plates-formes continentales et les mers intérieures sont alternativement recouvertes d’eau et asséchées. Dans le premier cas, elles offrent des aires nouvelles à la spéciation; dans le second cas, elles déterminent des extinctions.

Les changements climatiques peuvent aussi faire jouer la relation espèces-superficie. Lorsque la température chute à l’échelle de la planète, les zones climatiques correspondant aux latitudes basses et moyennes deviennent plus réduites en superficie. […] Ces mouvements en accordéon des zones climatiques accroissent et diminuent alternativement les aires habitables par beaucoup de plantes et d’animaux.

Etant donné tout cela, il n’est pas étonnant que les changements de climat et du niveau des mers – jouant par le biais de la relation espèces-superficie – aient été considérés prioritairement comme l’explication des extinctions intervenues dans le passé+ (pages 152-153).

Malgré cela, Raup reste sceptique. Pour lui, il n’y a pas de preuve convaincante que les changements climatiques et du niveau des mers aient provoqués des extinctions majeures. Pour étayer son sceptisisme, il se base sur le cas de la glaciation pléistocène. Durant cette période :

*les fluctuations du niveau des mers ont eu un impact sur la géographie, les îles et les isthmes se formant et disparaissant à mesure que les glaciers avançaient ou reculaient+ (page 156).

*Il y a eu un phénomène d’extinction au Pléistocène, mais rien qui ressemblât aux Cinq Grandes. Son intensité a été bien inférieure à celle des extinctions qui délimitent les périodes sur l’échelle des temps géologiques. A part le cas des grands mammifères terrestres dont on a déjà parlé dans le cadre de la *guerre éclair+, les extinctions d’espèces au Pléistocène se sont produites de manière très localisée et particulière+ (page 156).

Parmi les autres causes physiques, on peut envisager :

*          la percussion de la Terre par une comète ou un astéroïdes;

*          un volcanisme effusif se traduisant par de vastes coulées de lave épaisses, comme celui du Deccan.

*Malheureusement, les autres exemples sont si peu nombreux et les datations si incertaines que les vérifications au moyen des statistiques sont quasiment impossibles+ (page 159).

*          des causes cosmiques comme l’influence d’une supernovae proche ou le changement du rayonnement solaire.

L’extinction K-T serait due à la percussion de notre planète par une météorite. Des études géochimiques (présence d’un dépôt d’iridium à la limite K-T) faites par Alvarez et son équipe ont permis de conforter cette hypothèse qui est actuellement admise par une grande majorité de paléontologues. L’auteur et J. Sepkoski se sont penchés sur la périodicité des impacts de météorites. Ils sont arrivés, dans les 250 derniers  millions d’années, à une périodicité de 26 millions d’années qui devait être due à quelque phénomène astronomique.

*L’hypothèse qui reçut le plus d’attention fut que notre Soleil devait avoir une petite étoile compagne qui, en un certain point de son orbite de 26 millions d’années, passait suffisamment près de notre système solaire pour attirer des pluies de comètes en direction de la Terre+ (page 172).

Raup pense *que la notion de la périodicité décrit incontestablement bien l’histoire des extinctions durant les 250 derniers millions d’années+. Il se pose la question de savoir si les impacts météoriques pourraient être la cause première de toutes les extinctions d’espèces dans l’histoire de la biosphère.

*Est-il raisonnable de penser que les impacts de comètes ou d’astéroïdes pourraient rendre compte des extinction survenues *en toile de fond+ aussi bien que l’une ou l’autre des Cinq Grande ? Oui, je pense que c’est raisonnable+ (page 176).

Pour étayer cette hypothèse, Raup trace une courbe d’extinction des espèces en fonction de la dimension des cratères formés par l’impact de comètes ou d’astéroïdes. Cette courbe est obtenue par la combinaison logique de la courbe des espèces tuées avec les estimations concernant le rythme de formation des cratères, sur la base  de l’hypothèse de travail que les impacts sont la cause première des extinctions. Le degré de crédibilité de cette courbe est une bonne mesure de la validité de l’hypothèse. Pour compléter l’étude, il est nécessaire d’établir s’il y une correspondance entre les dates d’impacts et les extinctions. Si l’on se base sur la distribution des dépôts anormalement abondants d’iridium, on se trouve devant une certaine ambiguïté. Le débat reste ouvert.

*Si l’on se tourne à présent vers les cratères, on peut dresser une liste impressionnante de grands cratères coïncidant avec les extinctions. Mais on peut également en dresser une dépourvue de coïncidence impressionnante. Voici deux séries d’arguments, plaidant chacune dans un sens+ (page 182).

En fait, *l’extinction est un sujet de recherche difficile+.

*Il y a, cependant, un certain nombre de choses que nous pouvons avancer au sujet des extinctions avec une confiance assurée – à partir de solides observations faites sur les fossiles et les organismes vivants :

 

1.         Les espèces ne sont pas éternelles. […]

2.         Les espèces représentées seulement par une petite population sont faciles à tuer. […]

3.         Les espèces très répandues sont difficiles à tuer. […]

4.         L’extinction des espèces très répandues est favorisée par une première agression. […]

5.         L’extinction d’espèces largement répandues est favorisée par des agressions auxquelles elles ne sont habituellement pas exposées. […]

6.         L’extinction simultanée de nombreuses espèces requiert des agressions affectant en même temps des milieux variés+ (pages 190-191).

L’extinction joue-t-elle un rôle dans l’évolution ? Sans extinction, la biodiversité pourrait atteindre la saturation, seule jouerait la sélection naturelle.

*Mais de nombreuses innovations dans l’évolution, telles que de nouveaux plans d’organisation, n’apparaîtraent sans doute pas. Le résultat serait un ralentissement de l’évolution et l’apparition d’une sorte de régime constant. Si l’on accepte ce raisonnement, le rôle principal de l’extinction dans l’évolution est donc d’éliminer les espèces et de réduire la biodiversité, de telle sorte qu’il reste de l’espace disponible – sur les plans écologiques et géographiques – pour les innovations+ (pages 195-196).

*La sélectivité est-elle un facteur nécessaire pour que l’extinction remplisse son rôle dans l’évolution?+ (page 196).

Comme l’a montré Raupp dans cet ouvrage, il existe trois modes d’extinction :

*1.       Le champ de tir : il s’agit d’extinctions au hasard sans égard aux différences d’efficience darwinienne.

 

 2.        Le jeu normal : c’est l’extinction sélective en un sens darwinien, conduisant à la survie des espèces les plus efficientes ou les mieux adaptées.

 

 3.        L’extinction anarchique : c’est une extinction sélective, au cours de laquelle certains organismes survivent préférentiellement, mais pas parce qu’ils sont mieux adaptés à leur environnement normal.

 

Les trois modes opèrent sans aucun doute à certains moments et à certaines échelles, mais j’estime que le troisième, l’extinction anarchique, a joué le plus grand rôle dans la façon dont s’est déroulée l’histoire de la vie, telle que nous la voyons dans les archives fossiles+ (page 197).

Ici, Raup introduit un nouveau concept, celui de contrainte phylogénétique.

*Il se réfère à l’observation que les groupes évolutifs tendent, avec le temps, à la stabilité dans le domaine de l’organisation anatomique+ (page 197).

*Si ce type de contrainte était totalement efficace, comment de nouveaux plans d’organisation anatomique ou de nouvelles physiologies auraient-ils jamais pu apparaître?+ (page 196).

Deux réponses sont possibles.

*Premièrement, les innovations dans l’évolution proviennent souvent de membres de groupes ancestraux, plus simples, d’organisation plus généralisée – autrement dit d’espèces subissant le minimum de contraintes phylogénétiques. Deuxièmement, les séries de spéciation qui suivent souvent les extinctions offrent de nombreuses possibilités, ce qui accroît les chances qu’au moins un nouveau plan d’organisation ou une nouvelle physiologie réussisse à percer+ (page 198).

*Les importantes radiations adaptatives du passé ont été évidemment rendues possibles par la disparition de groupes entiers d’espèces, occupant une gamme donnée d’habitats ou de modes de vie. Donc, l’extinction a dû être sélective, sinon on ne pourrait pas comprendre la fçon dont se présentent les archives fossiles+ (page 198).

*De tout cela, je tire donc la conclusion que l’extinction est nécessaire à l’évolution, telle que nous le montrent les archives géologiques, et que le mode d’extinction qui a probablement dominé est celui de l’extinction sélective *anarchique+, c’est-à-dire non fondée sur l’efficience darwinienne+ (page 199).

*A l’évidence, l’extinction fait appel à la fois aux mauvais gènes et à la malchance. Certaines espèces s’éteignent parce qu’elles ne peuvent pas faire face aux conditions rencontrées dans leur habitat normal, ou parce que des concurrents supérieurs les évincent, ou parce que des prédateurs les exterminent. Mais, comme cela apparaît sans doute assez clairement dans ce livre, je crois que la plupart des espèces s’éteignent parce qu’elles n’ont pas de chance. Elles meurent parce qu’elles sont soumises à une agression biologique ou physique non rencontrée précédemment dans leur évolution et parce qu’elles n’ont pas suffisamment de temps pour s’y adapter par le jeu de la sélection naturelle darwinienne+ (page 200).

*La sélection naturelle reste la seule explication organique possible d’adaptations sophistiquées comme les yeux et les ailes. Nous ne serions pas ici sans sélection naturelle. L’extinction par effet de la malchance ne fait qu’ajouter un mécanisme de plus au processus évolutif, opérant au niveau des espèces, des familles et des classes plutôt qu’au niveau des populations locales de reproducteurs d’une seule espèce. Ainsi le darwinisme tient bon, mais j’affirme que son mécanisme principal (la sélection naturelle) n’aurait pas pu, à lui seul, engendrer la diversité des êtres vivants actuels+ (page 200).

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