Section 1: Le temps en Géologie STRATIGRAPHIE

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STU4-P2020 – Géochronologie – A. Ben Mlih

STRATIGRAPHIE

OBJECTIF

 Acquérir les fondements, les connaissances de base et les différentes applications pratiques de la Stratigraphie.

 Cerner les différentes méthodes de datation des formations géologiques et apprendre la démarche de découpage stratigraphique d’une série sédimentaire à l’affleurement.

 Prendre conscience de l’importance du temps en géologie, reconnaitre et établir le découpage chronologique des événements géologiques dans une région donnée.

 Comprendre la méthodologie stratigraphique et son application aux bassins sédimentaires.

 Reconstituer l’évolution paléogéographique d’un bassin sédimentaire (corrélation, géométrie et facteurs de contrôle,…)

Section 1: Le temps en Géologie

La suite et la fin de cette partie traitée en présentiel à la faculté

4.1.1. Corrélations eustatiques, la stratigraphie séquentielle

 Eustatisme

Le phénomène responsable des variations générales du niveau moyen des mers est appelé l'eustatisme. On qualifie d'eustatique toute montée ou baisse du niveau marin lorsqu'elle a la même amplitude dans toutes les régions du globe. L’évolution du niveau eustatique montre une grande variabilité et une dynamique complexe sous son apparente stabilité. Les variations du niveau eustatique peuvent être étudiées grâce aux séquences sédimentaires issues des prismes formés sur les marges continentales .

Module M24 : STRATIGRAPHIE – GEOLOGIE HISTORIQUE Section 1 : La GEOCHRONOLOGIE (Le temps en Géologie) A. BEN MLIH

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Les corps sédimentaires déposés dépendent de l’ espace disponible entre le niveau de la mer et le fond qui est conditionné par 3 facteurs : la subsidence¹, les apports sédimentaires et les variations du niveau marin (fig. 4.1). Ces dernières ont plus d’ influence sur la sédimentation qui se trouve représenté par des séquences.

 Les apports ou flux sédimentaires comblent l'espace disponible, et forment des séquences de dépôts limitées par des lacunes (en effet le temps n'est pas enregistré en continu à cause des arrêts de sédimentation et de l'érosion).

 La subsidence

:

sous le poids des sédiments le bassin s'enfonce et crée de l'espace d'accommodation.

 L'eustatisme

:

Les augmentations du niveau marin sont des transgressions, et les baisses des régressions. C'est le facteur qui a la vitesse de variation la plus rapide. On estime que c'est le principal facteur qui contrôle les migrations des corps sédimentaires. Il dépend lui-même de nombreux autres facteurs (l'astronomie, la variation de la température et la fonte des glaces, la variation du volume du bassin océanique...). Ces fluctuations se matérialisent par des séquences qualifiées de positives ou négatives (fig. 4.2), qui reflètent le contexte transgressif ou le régime régressif (voir plus loin l’ application de la loi de Walther).

Le volume global des océans varie par ailleurs, en fonction de l’ activité des dorsales océaniques. L’ expansion rapide fait augmenter les dorsales et provoque une transgression sur la bordure des continents, en expansion lente, on assiste à une régression (fig. 4.3).

Le modèle physique de dépôt de sédiments est fondé sur la variation du volume disponible permettant le dépôt dans le bassin ou sur la plateforme. Ce volume, l’ accommodation, dépend des trois facteurs qui agissent ensemble, et dictent l’ architecture stratigraphique et l’ organisation des séquences,

1 Subsidence : enfoncement progressif, régulier ou saccadé du fond d’un bassin sédimentaire, phénomène responsable de l’accumulation de sédiments sur de fortes épaisseurs sous une faible profondeur d’eau.

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mais c’ est le facteur le plus variable (souvent le niveau eustatique) qui contrôle l’ accommodation d’ une marge continentale.



La stratigraphie séquentielle ou allostratigraphie

Elle tente de donner une interprétation génétique (au sens de genèse des processus) à la géométrie des dépôts sédimentaires. La méthode découle de l’ analyse sédimentologique qui elle défini une dynamique dans la sédimentation traduite par des séquences dans les dépôts en leur donnant une signification liée aux environnements (conditions) sédimentaires (séquence de Bouma, …La séquence de Bouma 1962, voir cours de sédimentologie) et raccorde les cortèges sédimentaires observés par stratigraphie sismique corrélés par des levées de terrain et des forages. La répartition des sédiments dans un bassin est contrôlée par l'espace d'accommodation (fig. 4.4).

Les sédiments marins se déposent donc le long de la marge où ils vont se répartir horizontalement et verticalement au cours du temps et au cours des transgressions (montée du niveau eustatique) et des régressions (recul du niveau eustatique).

Horizontalement, les différents faciès sédimentaires organisés en séquence (continentaux, littoraux, marins) s’ ordonnent selon leur lieu de dépôt puis se décalent latéralement avec le niveau marin jusqu’ à former des prismes sédimentaires. Les profils sismiques de ces prismes montrent des discontinuités relatives à des changements de vitesse ou de direction dans le déplacement du niveau marin.

Verticalement, une séquence apparaît dans le prisme sédimentaire, allant de sédiments purement continentaux à purement marins. Les séries sédimentaires peuvent montrer trois types de dispositions. Si elles se décalent vers la mer, on parle de progradation; si elles se décalent vers le continent, on parle de rétrogradation ; enfin si le positionnement est statique, on parle d’ aggradation.

La succession verticale de faciès permet ainsi de reconstituer les translations horizontales subies lors de leur dépôt, traduisant ainsi l’ évolution du niveau relatif de la mer.

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L’ étude de ces prismes et leur formation, montre des variations du niveau marin cycliques. En effet, dans le cas d’ une montée du niveau eustatique, les prismes rétrogradent ; ils se décalent vers le continent. Si le niveau monte encore, les couches s’ empilent verticalement en un prisme de haut niveau marin. Cette aggradation a tendance à combler le bassin sédimentaire, à diminuer les pentes aux embouchures des fleuves qui se comblent de sédiments et à entraîner alors le recul du niveau marin.

A l’ inverse, dans le cas d’ un recul du niveau marin, la plate-forme se retrouve à l’ air libre et subit une érosion intense des sédiments. Le profil d’ équilibre (fig.4.5). des fleuves s’ abaisse et leur lit se creuse.

Ce cycle peut se répéter ainsi de nombreuses fois, entretenu par ailleurs par la subsidence de la marge. Certaines séquences sédimentaires anciennes font plusieurs milliers de mètres et peuvent être observées aujourd’ hui dans les chaînes de montagne.

Les coupures stratigraphiques reflètent l’ activité de la géodynamique de la Terre. L’ allure séquentielle manifestée dans les sédiments est due soit à des phénomènes climatiques liés à la géodynamique externe, soit à des phénomènes internes en rapport avec la tectonique des plaques responsables des variations du volume océanique et la naissance des chaînes de montagnes.

4.1.2. La magnétostratigraphie

 Le paléomagnétisme

C’ est l’ étude des effets du champ magnétique terrestre dans le passé.

La terre est entouré d’ un champ magnétique considéré comme un dipôle géocentrique dont le champ est caractérisé par sa déclinaison (angle entre le méridien magnétique et le pôle géographique), son inclinaison (angle entre le vecteur champ et l’ horizontale) et enfin son intensité variable en fonction du temps (fig.4.6).

La reconstitution se fait à partir de la fossilisation du magnétisme par l’ aimantation et l’ orientation des corps ferromagnétiques

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(= Magnétite, Hématite, Pyrrhotine) compris dans des métaux comme le fer, le nickel et le cobalt. Dans les roches volcaniques, au-dessous d’ une température donnée = point de curie (= 600°C mais variable), ces corps s’ aimantent en fonction du champ magnétique dans lequel ils sont placés. Il s’ agit de l’ aimantation thermo-rémanente.

Le même phénomène se produit pour les roches sédimentaires. Les composants magnétiques s’ orientent soit lors du dépôt, aimantation rémanente détritique, soit lors de la croissance cristalline pendant la diagenèse, aimantation rémanente cristalline.

 Echelle paléomagnétique

Les pôles du champ magnétique terrestre se sont très fréquemment inversés au cours des temps géologiques.

On distingue :

- Des périodes à polarité normale (pôle en position actuelle) = “ anomalie positive” .

- Des périodes à polarité inverse (pôle en position inversée par rapport à la position actuelle) = “ anomalie négative” .

Des échelles d’ inversion ont été établies par analyse des fonds océaniques de part et d’ autre des rides (= rift) médio-océaniques où l’ on a une croissance quazi-continue avec apport des roches basiques à minéraux ferromagnétiques qui fossilisent le champ terrestre au moment de leur refroidissement (fig.4.7). La succession des périodes normales et inverses a été corrélée avec les échelles radiochronologiques (datation des laves) et biostratigraphiques (étude de la faune accumulée sur le plancher océanique).

C’ est ainsi qu’ on a pu établir une échelle chronologique des inversions magnétiques pour les 160 derniers millions d’ année c’ est-à-dire du Jurassique moyen (Callovien) à l’ actuel (fig.4.8).

On reconnaît :

- des périodes troubles à nombreuses inversions de polarité.

- des périodes calmes à dominante normale.

- des périodes calmes à dominante inverse.

Remarque

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Les travaux effectués sur le paléomagnétisme ont été d’ un grand apport pour les théories de la dérive des continents = tectonique des plaques. En effet, l’ expansion des fonds océaniques est maintenant illustrée par l’ enregistrement des anomalies magnétiques sous forme de bandes allongées parallèles ou presque à la dorsale océanique et symétrique par rapport à elle (fig.4.9). Les roches basiques et ultrabasiques qui naissent continuellement au niveau du rift (= zone d'accrétion) montrent soit une anomalie positive soit une anomalie négative. Ces anomalies correspondent donc aux inversions successives du champ magnétique terrestre.

Le processus étant continu on peut reconstituer la situation, des différentes plaques à des époques dont le magnétisme est bien repéré par simple comptage des bandes, l’ âge de la croûte océanique peut être défini.

5- La durée

Un intervalle de temps est difficile à définir en géologie. Il peut être matérialisé par une épaisseur de sédiments, mais la vitesse de sédimentation est très variable.

5.1. La durée et la vitesse : concepts liés

La mesure du temps repose sur des phénomènes cycliques, comme les cycles astronomiques :

- La révolution de la Terre autour du Soleil fixe l’ unité annuelle ; - La rotation de la Terre sur elle-même fixe l’ unité journalière ; - Le cycle de la Lune fixe le mois lunaire (29 jours et 12h).

D’ autres unités sont des découpages conventionnels : la journée, l’ heure, la minute et la seconde.

Le temps est homogène, or il faut introduire des discontinuités pour définir des unités de mesure. Le temps est irréversible, il est donc difficile de comparer deux intervalles de temps. Pour le mesurer il faut le traduire en espace :

- écoulement du sable dans le sablier ;

- position de l’ aiguille sur le cadran de la montre ;

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STU4-P2020 – Géochronologie – A. Ben Mlih - position d’ une planète sur son orbite.

Pour évaluer la durée d’ un phénomène, il faut connaître sa vitesse de déroulement : t = d/v.

Pour les phénomènes géologiques, il est difficile parfois exceptionnel d’ estimer la durée.

5.2. La mesure du temps

- Par les phénomènes périodiques de durée connue, comme les rythmes saisonniers qui laissent des traces dans la croissance des êtres vivants ou dans la sédimentation.

- Par les phénomènes dont on connaît la vitesse, comme la désintégration des éléments radioactifs.

5.2.1. Les rythmes

 Les varves

La varve est une séquence sédimentaire mineure constituée de lamines sédimentaires liées au dépôt lacustre de type saisonnier (Couche fine sombre en hiver et couche claire en été).

Le phénomène s'observe dans les lacs glaciers actuellement en Scandinavie et Canada où l’ on peut remonter jusqu’ à environ 15000 ans B.P. et dans la période du Würm (dernière glaciation) en France (Jura et Alpes).

Leur origine s’ explique par le contrôle saisonnier du débit des cours d’ eau.

Pendant l’ hiver, le gel est généralisé et ne se dépose que des débris organiques. En été, la fonte des glaces permet un dépôt détritique fin : La varve ne dépasse pas le mm à 2 cm et représente le dépôt d’ un an (fig. 5.1).

 Croissance des invertébrés marins

Certains organismes à croissance accrétionnaire montrent des stries d’ accroissements sous forme de bourrelets squelettiques. Chez les coraux constructeurs, la croissance du test dépend de l’ activité d’ algues photosynthétiques symbiotiques. Ainsi, des stries sont mises en place suite à une rythmicité dans la croissance (annuelle, saisonnière ou journalière), que des fossiles bien conservés peuvent montrer (fig.5.2). La largeur des stries peut

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dépendre de la phase d’ ensoleillement et des saisons (en particulier dans les zones plus tempérées) de sorte que des cycles annuels peuvent se superposer aux cycles journaliers. En comptant le nombre de stries par année ou par saison, il est possible d’ évaluer le nombre de jours d’ une année à des périodes différentes. On a estimé à l’ aide de ces méthodes que le nombre de jours par an était d’ environ 400 durant le dévonien (400 millions d’ années, fig.5.2). Ce type de données est venu conforter les théories de l’ astrophysique sur le ralentissement de la rotation terrestre au cours du temps. La paléoastronomie nous apprend aussi qu’ à cette période, la Lune était plus près de la Terre et devait ainsi provoquer des marées de plus fortes ampleurs

 Dendrochronologie

Sous les climats contrastés, les arbres ont une croissance saisonnière.

L’ assise génératrice est très active au printemps, donne lieu à des vaisseaux de gros diamètres, clairs en section d’ arbre. En été, l’ activité ralentit et le bois est plus sombre. En une année, la croissance donne une zone claire et une zone sombre. En comptant les cernes d’ un arbre, on peut estimer son âge. Cette croissance varie en fonction du climat, de la taille et des parasites.

Des études faites sur un grand échantillon de bois, ont permis d’ établir une échelle de temps de référence sous formes de courbes. La datation d’ un bois ancien se fait par comparaison (synchronisation) à ces courbes étalons (fig.5.3).

5.2.2. La stratigraphie isotopique : La radiochronologie

 Principe

Correspond à l’ ensemble des méthodes radiométriques de datation des roches ou des minéraux à partir de la désintégration atomique. Un élément radioactif se désintègre spontanément en un élément chimique de nature différente avec émission des particules, α (hélions de l’ Hélium 3 à 2pr et 1n qui devient Hélium 4 à 2pr et 2n ), ß (éléctrons) ou Y (photons). L'élément se désintègre d’ une façon constante et indépendante de l’ état physique ou

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chimique. La quantité d’ éléments transformés est fonction d’ une constante de désintégration caractéristique de chaque radioélément et du temps.

La période T est le temps nécessaire pour qu’ un élément radioactif perde la moitié de sa masse :

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La désintégration donne soit des produits stables soit des isotopes radioactifs en chaîne d’ éléments radioactifs.

 Qu'est-ce que la radioactivité naturelle ?

L'atome est composé d'un noyau (protons + neutrons) autour duquel gravitent les électrons. Toute la masse de l'atome est concentrée dans le noyau, les électrons ayant une masse négligeable (fig.5.4).

Par définition:

La masse atomique = noyau = nombre de protons (+) + nombre de neutrons (-) Le numéro atomique = nombre de protons (+)

La radioactivité est due à l'instabilité du noyau qui se désintègre par émission d'énergie, principalement sous deux formes:

 particule  = 2 protons (+) + 2 neutrons (±) :

d'où une perte de 4 dans la masse atomique et une perte de 2 dans le numéro atomique;

 particule  = 1 électron (-) :

cet électron vient du noyau; il faut donc aller le chercher chez un neutron (±) qui alors devient un proton (+). Il y a donc gain d'un proton, d'où un gain de1 au numéro atomique, mais aucun changement de masse atomique, car l'électron a une masse négligeable.

Un exemple (fig.5.5) : la désintégration de l'uranium 238 (²³⁸U) en plomb 206 (²⁰⁶Pb)

L'émission de 8  entraîne la perte de 8 x (2 protons + 2 neutrons), ce qui signifie une perte de 32 à la masse atomique, ainsi que la perte de 8 x 2 protons qui signifie une perte de 16 au numéro atomique.

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L'émission de 6  entraîne la perte de 6 électrons, donc pas de changement à la masse atomique, mais un gain de 6 au numéro atomique.

Le bilan des gains et pertes s'établit donc ainsi:

- masse atomique: 238 - 32 = 206

- numéro atomique: 92 - 16 + 6 = 82 (numéro atomique du Pb) La désintégration se fait par étapes successives, selon la réaction (fig. 5.6):

 La Datation radiométrique

La réaction de désintégration peut se résumer ainsi: un élément parent (l'uranium dans l'exemple ci-haut) se transforme progressivement en un élément rejeton (ici le plomb). Cette désintégration met un certain temps à se faire; c'est ce paramètre temps qui nous intéresse.

Ici, le temps est le temps total pour que tout l'élément parent soit transformé en élément rejeton.

On peut illustrer ainsi la progression de la désintégration (fig. 5.7):

Après un temps 1 (t1), une partie de la quantité originelle d'élément parent (P) aura été transformée en une quantité R1 d'élément rejeton; il ne restera qu'une quantité P1 de l'élément parent, ce qui peut s'exprimer par le rapport R1 sur P1. Après un temps 2 (t2), on obtiendra un rapport R2 sur P2, plus grand que le précédent, ... et ainsi de suite.

La valeur du rapport R sur P est donc fonction du temps de désintégration. Le taux de désintégration est différent d'un type de désintégration à l'autre, mais toujours le même pour une désintégration donnée. Comme on connaît bien les constantes de désintégration pour les diverses réactions qu'on utilise couramment, on est capable de calculer le temps de désintégration pour une valeur donnée du rapport R sur P, à l'aide de ces constantes. Le temps calculé est celui qu'a mis la désintégration à se rendre à cette proportion entre rejeton et parent. Voilà un point très important en ce qui concerne les datations

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radiométriques: ce qu'on détermine est le temps écoulé depuis le début de la réaction de la désintégration.

En pratique, il s'agit d'utiliser des minéraux qui contiennent des éléments radioactifs, comme par exemple le zircon à l’ état de silicate de zirconium (ZrSiO4). Dans ce minéral, une certaine quantité du zirconium peut être remplacée par l'uranium, ce qui rend le minéral utile pour les datations. Au moment où le minéral cristallise, il incorpore une certaine quantité d'uranium, mais pas de plomb. L'uranium se désintègre radioactivement. En déterminant le rapport plomb sur uranium (rejeton/parent) par analyse en spectrométrie de masse dans un zircon donné (exemple d’ un granite), on peut calculer depuis combien de temps se fait la désintégration ou, en d'autres termes, depuis combien de temps a cristallisé le zircon. Comme il a cristallisé en même temps que le granite qui le contient, c'est en ce sens qu'on obtient l'âge du granite, c'est-à-dire le moment de sa formation. C'est pourquoi, on parle d'âge radiométrique, c'est-à-dire un âge obtenu par la mesure des produits de la radioactivité.

La réaction de désintégration d'un élément donné n'est pas constante: elle est très rapide au début, et sa vitesse décroît par la suite, selon cette courbe générale (fig. 5.8):

Pour plus de commodité, on utilise un paramètre qui permet d'avoir des ordres de grandeur: la demie-vie d'un élément radioactif. La demie-vie est le temps nécessaire pour que la moitié de l'élément parent soit désintégrée. Le temps mesuré est celui qui correspond à la période écoulée pour que la moitié de

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l'élément parent soit désintégrée qui n’ est pas forcement la moitié de la vie de la désintégration.

Voici quelques exemples de désintégrations couramment utilisées (fig. 5.9):

 Le Carbone-14?

Le ¹⁴C est en une méthode très utile pour la datation de certains matériaux anciens géologiques et particulièrement archéologiques.

La méthode utilise la réaction de désintégration du carbone-14 en azote-14. Il faut savoir que le carbone commun dans la nature a une masse atomique de 12 (¹²C). Il se combine à l'oxygène atmosphérique (O2) pour former du CO2

dans lequel le carbone a une masse atomique de 12, soit le ¹²CO2. Mais en plus du ¹²C, il y a aussi, en plus faible quantité, du carbone de masse 13 (¹³C) et du carbone de masse 14 (¹⁴C); ces trois formes, de masse atomique différente pour un même élément, sont ce qu'on appelle des isotopes. Le ¹²C et le ¹³C sont des isotopes stables, c'est-à-dire qu'ils ne sont pas radioactifs, tandis que le ¹⁴C est un isotope radioactif; utilisé pour les datations.

Pour bien comprendre la méthode, il nous faut voir d'où vient le ¹⁴C et comment ce ¹⁴C est fixé, avec du ¹²C, par les organismes vivants, végétaux et animaux (fig. 5.10).

Le bombardement des gaz de la haute atmosphère par les rayons cosmiques fait que l'azote, de masse atomique 14 (¹⁴N) se transforme en ¹⁴C qui se combine à l'oxygène libre (O2) pour former du CO2, mais un CO2 particulier où le carbone est de masse atomique 14, soit le ¹⁴CO2. Ce ¹⁴CO2 se mélange au CO2 qui vient des autres sources, comme des volcans et de l'oxydation des matières organiques ou, aujourd'hui, de la combustion des hydrocarbures. Le

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CO2 qui provient du cycle photosynthèse-oxydation des matières organiques est aussi particulier. En effet, la photosynthèse consomme du CO2

atmosphérique, c'est-à-dire un CO2 qui contient en partie du ¹²C et en partie du

14C. C'est donc dire que la matière organique des végétaux et des animaux (qui consomment les végétaux) contiendra une certaine quantité de ¹⁴C. C'est ce

14C qui est utilisé pour les datations

Au départ donc, toute matière organique vivante (végétaux ou animaux) contient du ¹²C et du ¹⁴C (ainsi qu'une faible quantité de ¹³C). La proportion entre ¹⁴C et ¹²C dans les tissus organiques et le squelette métabolisés par l'organisme demeure la même tout au long de la vie de l'organisme, un rapport correspondant à celui qui se trouve dans le CO2 atmosphérique. En pratique, on peut considérer que l'horloge démarre avec la mort de l'organisme; la proportion commence à changer à cause de la désintégration du ¹⁴C et du fait que le ¹²C demeure stable. Le produit de la désintégration du ¹⁴C, l'azote 14, est un gaz qui s'échappe dans la nature. Comme le ¹²C est stable, on mesure le rapport entre, ¹⁴C et ¹²C. Connaissant le rapport qui existe dans la nature entre ¹⁴C et ¹²C, ainsi que la constante de désintégration, on peut calculer le temps qui s'est écoulé depuis la mort de l'organisme qui a fixé le carbone dans ses tissus ou son squelette. Par conséquent, l'âge que l'on obtient avec la méthode du ¹⁴C, c'est l'âge de la mort de l'organisme (du bois, des coquillages, de la tourbe, des tissus de lin, coton, laine, etc...).

Mais la proportion ¹⁴C/¹²C est-elle vraiment demeurée constante à travers les temps géologiques ?

Dans cette méthode de datation par ¹⁴C, on part du principe que la proportion

14C/¹²C n'a pas changé avec le temps géologique, ... ce qui n'est pas vrai. En effet, on sait aujourd'hui que cette proportion a varié avec le temps. On le sait par exemple en comparant l'âge obtenu à partir du ¹⁴C et l'âge obtenu en comptant les anneaux des arbres (dendrochronologie) ou encore les varves (dépôts saisonniers) dans les lacs. On sait que la production de ¹⁴C a été en général plus élevée dans le passé, ce qui implique que les âges non corrigés sont en fait plus jeunes que ce qu'ils devraient être en réalité. C'est pourquoi, il faut apporter des corrections. Ainsi, pour la période entre -20 et -40 Ka, on

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apporte une correction de l'ordre de 10% (on vieilli les âges de 2 à 3 Ka); ce pourcentage diminue pour des âges plus récents.

Cette méthode ne s'applique qu'aux matériaux qui ont déjà été vivants, comme du bois, des coquilles, du lin, etc. Inutile de penser dater des outils de métal ou des pointes de flèches en silex (SiO2) avec cette méthode.

Il y a une autre limitation très importante à la méthode : le temps impliqué. Avec les méthodes de l'uranium-plomb, du rubidium-strontium ou même du potassium-argon (voir plus-haut), la demie-vie s'exprime en milliards d'années.

Avec le ¹⁴C, on parle d'une demie-vie de 5730 ans. Le schéma qui suit montre l'implication d'une demie-vie aussi courte.

Au temps 0, on a 100% de ¹⁴C (barre rose). Après 5730 ans (la demie-vie de la désintégration), la moitié du ¹⁴C est désintégrée. Après un autre 5730 ans (11,460 ans au total), la moitié de la moitié est désintégrée; il reste le quart du

14C originel. Après un autre 5730 ans, il en reste 1/8, ... et ainsi de suite. Après 74,490 ans, il reste 1/8192 (= 0,000122) du ¹⁴C originelle. C'est peu, d'autant plus qu'au départ, la quantité de ¹⁴C par rapport au ¹²C était déjà faible.

Analyser de si faible quantité devient très difficile. En pratique donc, le ¹⁴C est utile pour dater des objets qui ne sont pas plus vieux que 75 000 ans. On ne parle plus de millions d'années, mais que de quelques dizaines de milliers d'années seulement.

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La méthode est utilisée en géologie des dépôts superficiels qui souvent sont plus jeunes que la limite de 75 000 ans. Les dépôts sont datés au ¹⁴C, en utilisant les coquilles et le bois fossile qu’ ils renferment.

6. La synthèse stratigraphique – L’échelle géologique

6.1. Les unités stratigraphiques

Le travail stratigraphique permet de définir des unités lithostratigraphiques à partir d’ ensemble sédimentaires régionaux. Grâce aux fossiles on établit des corrélations entre des régions à sédimentations différentes se sont les unités biostratigraphiques. L’ objectif final est de définir les unités chronostratigraphiques limitées par des isochrones (tranches de temps) qui sont valables pour l’ ensemble du globe.

6.1.1. Les unités lithostratigraphiques

Cette unité est définie par des critères lithologiques et paléontologiques qui sont directement accessibles à l’ observation. C’ est son faciès qui représente l’ unité de base suffisamment homogène pour être reconnaissable en divers points du terrain. Sa valeur est locale.

- La couche est la plus petite division lithostratigraphique. Elle est caractérisée par sa nature lithologique. Le Banc est une couche dure, le lit quand la couche est fine et la formation représente l’ ensemble des couches à faciès identiques ou voisins. La formation est le terme général, utilisé en cartographie.

- Plusieurs formations ayant des traits lithologiques communs sont appelées groupe, ou complexe quand ces formations sont affectées par une ou des actions tectonique et/ou métamorphique.

6.1.2. Les unités biostratigraphiques

Le contenu paléontologique des couches permet d’ établir des corrélations entre des régions ayant une sédimentation différente. Il s’ agit du fossile stratigraphique.

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Au cours du temps les êtres vivants subissent une évolution irréversible et fournissent donc pour les temps phanérozoïques², une horloge (temps) qui reste la plus fiable pour dater les événements.

En 1856, OPPEL, défini pour la première fois l’ unité fondamentale de la biostratigraphie : la biozone ou zone. Elle englobe tous les terrains correspondant à l’ extension verticale et horizontale d’ une espèce ou d’ une association d’ espèces à l’ intérieur d’ une province biogéographique.

6.1.3. Les unités chronostratigraphiques

La chronostratigraphie utilise des subdivisions du terrain valables en principe pour l’ ensemble de la planète. Ces unités sont définies comme un groupement classé d’ unités biostratigraphiques. Ces unités ont permis d’ établir un cadre chronologique connu par son organisation en étages groupés en systèmes puis en ères avec les différentes subdivisions (Tab.6.1).

La chronozone, est la plus petite unité, de même durée que la biozone correspondante et à extension mondiale (fig.6.1). La biozone à Parkinsonia parkinsoni du Bajocien supérieur (176-167MA) est limitée aux couches où elle existe, tandis que la chronozone à Parkinsonia renferme les couches datées de cette période (fig.6.2).

L’ étage, (créé par D’ ORBIGNY avant 1850) est l’ unité de base en chronostratigraphie. Il correspond à un ensemble de couche à contenu paléontologique déterminé dont le type est pris dans une localité ayant le nom de stratotype : étalon ou coupe de référence où est choisi l’ étage. Il est défini comme un groupement de biozones.

Le système, coupure majeure définie par un cycle sédimentaire important qui affecte l’ ensemble d’ un bassin sédimentaire. Il groupe plusieurs étages ou séries.

L’ érathème, ensemble de systèmes qui représente les événements paléontologiques importants qui ont intervenu sur la planète^.

Cryptozoïque = Précambrien Les formations les plus anciennes souvent azoïques ou vie cachée par le métamorphisme.

2 Phanérozoïques : période comprenant le Paléozoïque, Mésozoïque et le Cénozoïque, périodes fossilifères, de vie organisée et apparente.

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Paléozoïque (vie ancienne): Les trilobites - Fusulines...

Mésozoïque (vie intermédiaire): Ammonites - Dinosaures

Cénozoïque (vie récente ou commune): Mammifères et Nummulites Anthropogène : l’ Homme

Chaque subdivision en unité chronostratigraphique sur le terrain lui correspond une subdivision en période géologique appelées des unités géochronologiques (Tab. 6.2).

6.2. Le calendrier géologique

Depuis la mise au point des méthodes de datations radiométriques, on a obtenu des âges "absolus" répartis tout au long de l'échelle relative des temps géologiques (Tab.6.1).

On a rapidement appris que les ères géologiques sont loin de représenter des durées de temps égales (partie gauche du tableau 6.1). Le Précambrien constitue en temps, presque 90% de tout le temps géologique, alors que les trois autres ères ne comptent ensemble qu'à peine un peu plus de 10%. La raison de cette disproportion sur le tableau originel est simple: les ères Paléozoïque, Mésozoïque et Cénozoïque, qui forment le Phanérozoïque, sont fossilifères, avec des faunes diversifiées, alors que le Précambrien l'est si peu.

Comme l'échelle a été construite à partir des fossiles, il n'est pas surprenant que les trois ères supérieures soient beaucoup mieux détaillées.

On nomme Hadéen cette période des tous débuts de la Terre que nous connaissons très mal puisque nous ne possédons aucun vestige rocheux. Les archives de l’ histoire géologique de notre planète sont les roches, et puisque la roche la plus vieille connue a été datée à 4,016 Ga, l’ histoire géologique documentée dans les roches commence donc à 4,016 Ga, avec la période archéenne ... jusqu'à ce qu'on trouve une roche terrestre plus vieille et qu'on repousse la limite inférieure de l'Archéen.

Grâce à ce calendrier géologique en mains que nous pouvons maintenant aborder l'histoire des continents et des océans.

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STU4-P2020 – Géochronologie – A. Ben Mlih 6.3. Les coupures stratigraphiques

La stratigraphie, science de synthèse, dépasse son but essentiel de dater les événements géologiques et de les ordonnancer chronologiquement pour retracer l’ histoire du globe. Elle contribue de manière systémique et factuelle à comprendre et reconstituer l’ évolution de la planète dans un contexte géodynamique global. Les événements sédimentaires, magmatiques ou tectoniques sont exprimés suivant une dynamique complexe due aux interactions internes et externes. Cette influence intervient sur la nature des roches, sur les variations eustatiques, sur le climat et par voie de conséquence sur le peuplement végétal et animal et son évolution.

Le temps est manifesté par cette géodynamique selon trois modalités :

 Une expression continue et irréversible à grande échelle par la composition des roches, la désintégration des radio-élements, la diminution de l’ énergie interne de la Terre, la modification de la composition de l’ atmosphère et l’ évolution biologique.

 Une expression cyclique et périodique, liée aux cycles climatiques en rapport avec les paramètres orbitaux de la Terre : ce sont les variations saisonnières, l’ excentricité de l’ orbite terrestre (100.000 ou 400.000 ans) et la précession des équinoxes = mouvement de rotation à caractère gyroscopique (20.000 ans).

 Une expression cyclique et non périodiques, des phénomènes qui interviennent de façon variable au cours du temps : la vitesse d’ expansion océanique qui détermine le volume et donc les transgressions ou les régressions ou l’ évolution géodynamique comme le magmatisme, l’ eustatisme et l’ érosion, traduite ou représentée dans les séries anciennes par des discontinuités stratigraphiques utilisées comme des coupures ou limites d’ unités stratigraphiques. Ce sont ces phénomènes qui interagissent et leur impact sur le climat s’ expriment par des environnements de dépôt et des milieux de vie

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variables ayant des conséquences directes sur l’ évolution biologique par les multiples mutations génétiques.

En définitif, les coupures stratigraphiques comme repère de temps, reflètent de manière sure l’ activité dynamique de la planète Terre et permettent de raconter son histoire à travers des discontinuités sédimentaires ou structurales (unités lithostratigraphiques) ou des modifications de peuplement biologique (unités biostratigraphiques). Le cadre chronologique donne la succession des événements regroupés dans un régime géodynamique global (unités chronostratigraphiques).