PARTIE 2 STRATIGRAPHIE

SYLLABUS COURS DE STRATIGRAPHIE
Séance
n°
Rappel des
spécifiques
objectifs Titres des parties/ chapitres / sous-chapitres
COURS EN LIGNE (10 séances)
1
Chapitre 1 – L’enregistrement sédimentaire
I. Caractéristiques, minéraux et types des roches
sédimentaires
- Maitriser les facteurs qui II. Facteurs de l’enregistrement sédimentaire
régissent la mise en place III. Milieux de genèse des roches sédimentaires
des dépôts
IV. Eustatisme : Transgression / régression
V. Continuité et discontinuité de la sédimentation : série
-Comprendre les
condensée / série compréhensive / lacunes et discordances
mécanismes de mise en
VI. Tectonique et sédimentation
place des dépôts
VII. Evolution des environnements sédimentaires
sédimentaires
VIII. Rôle des cycles dans la mise en place des dépôts
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Connaître les méthodes et
principes
de
la
stratigraphie
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4
5
Connaître les données
stratigraphiques utilisées
pour faire des corrélations
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7
Maitriser les
chronologie
méthodes
bases de
et
les
de
Chapitre 2 -Géologie historique
I. Stratigraphie et paléogéographie
II. Paléogéographie
III. Eléments de reconstitution paléogéographique
IV. Stratigraphie
V. Historique de la stratigraphie
VI. Apport de la stratigraphie
VII. Définition de quelques termes stratigraphiques
Chapitre 3 – Méthodes et principes de la stratigraphie
I. Archives sédimentaire
II. Démarche stratigraphique
III. Méthodes géophysiques
IV. Méthodes géochimiques
V. Méthodes de la stratigraphie séquentielle
VI. Les grands principes de la stratigraphie
Chapitre 4. Les catégories stratigraphiques
I. Lithostratigraphie
II. Biostratigraphie
III. Chronostratigraphie
Chapitre 5 - Corrélations stratigraphiques
I. Corrélations par continuité
II. Corrélations par encadrement
III. Corrélations lithostratigraphiques
IV. Corrélations biostratigraphiques
V. Corrélations à partir des horizons marqueurs
VI.Corrélations par stratigraphie isotopique
VII. Autres méthodes de corrélation
Chapitre 6 - Méthodes de datation des séries sédimentaires
I. Notion de temps en géologie
II. Datation relative
III. Datation absolue
Chapitre 7- Les échelles stratigraphiques
I. Introduction
Date
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l’établissement de l’échelle II. Différents types d’échelles
des temps géologique
III. Echelle temps géologiques
IV. Les subdivisions
Chapitre 8 - Travaux dirigés I
TD1 : Construction d’une colonne ou log lithologique (forage
Maîtriser le traitement des et affleurement)
données
TD2 : Découpage biostratigraphique d’une série sédimentaire
lithostratigraphiques
et : détermination de l’âge des couches sédimentaires à partir des
chronologiques
foraminifères
TD3 : Détermination de la chronologie des événements
géologiques dans une région donnée
Connaitre
les
ères Chapitre 9 - Les ères géologiques
géologiques et reconstituer II. Le Précambrien
l’histoire de la planète terre III. Le Paléozoïque
Chapitre 9 - Les ères géologiques (suite) :
I.Le Mésozoïque
II.Le Cénozoïque
COURS EN PRESENTIEL (6 séances)
1
Chapitre 11 - Méthodes d’études sédimentologiques
I. Les différentes méthodes d’étude des roches sédimentaires
Utiliser les différentes
méthodes d’étude en II. Collecte des données de terrain : données lithologiques et
géologie sédimentaire
sédimentologiques
Analyse de laboratoire : Traitement des données de terrain
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Synthèse des cours faits en ligne
3
Synthèse des cours faits en ligne
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Chapitre 12 - Travaux dirigés II
TD1. Identification de méthodes d’étude
TD2. Analyses granulométriques et morphoscopiques
TD3.Analyse et utilisation de données diffractométriques
Chapitre 13 - Etude de cas : Etude stratigraphique de 2 bassins
sédimentaires côtiers ; bassin du Togo et bassin du Sénégal
I. Généralités sur les bassins sédimentaires
II. Matériels et Méthodes d’études
III. Nature des dépôts : Pétrographie / Minéralogie
Comprendre
les
IV. Bassin togolais
méthodes d’étude des
• Stratigraphie
bassins sédimentaires
• Paléontologie (macro et micro fossiles)
• Ages relatif des dépôts / Biostratigraphie
• Paléogéographie : Eustatisme / climats/ Tectonique /
mise en place des dépôts
V. Bassin sénégalais
• Stratigraphie
• Paléontologie (macro et micro fossiles)
• Ages relatif des dépôts / Biostratigraphie
• Paléogéographie : Eustatisme / climats/ Tectonique /
mise en place des dépôts
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CHAPITRE 1 – L’ENREGISTREMENT SEDIMENTAIRE
I – Caractéristiques, minéraux et types des roches sédimentaires
A- Introduction
Les roches sédimentaires, dites exogènes, sont des roches qui se forment à la surface du globe terrestre
par des mécanismes de la géodynamique externe faisant intervenir des processus sédimentaires tels
que l’altération, le transport, le dépôt et la diagenèse.
Les roches sédimentaires représentent : 5% de la croûte terrestre (continentale et océanique) et
couvrant le 75-80% de la surface terrestre • 72% sur les fonds marins ; 28% sur les terres émergées •
1/20e en volume de la croûte superficielle (16 km). Environs de 90% de la surface terrestre est
couverte de sédiments ou est constituée de roches sédimentaires (roches silicoclastiques et carbonaté),
avec les proportions suivantes: argilites/siltites: 50%; grès: 15%; calcaire et roches organiques: 12%
; roches volcano-sédimentaires : 22%.
• L’étude des roches sédimentaires fait l’objet de la géologie sédimentaire qui comprend plusieurs
disciplines en fonction des objectifs visés dont:
➢ La pétrographie sédimentaire, qui est l'étude des caractéristiques chimiques, minéralogiques et
paléontologiques des roches sédimentaires.
➢ La sédimentologie, étudie les processus qui érodent, transportent et déposent les sédiments.
➢ La pétrologie sédimentaire, concerne l’identification des processus sédimentaires, des milieux
de dépôts, de leur évolution.
B - Mode de formation
Les roches sédimentaires résultent de l'accumulation de sédiments divers, c'est-à-dire d'éléments
solides (clastes : morceaux de roches ou fragments minéraux, débris coquilliers...) et/ou de
précipitations à partir de solutions à l'origine des ciments intercalaires entre grains, particules ou
clastes. Elle se forment par accumulation de sédiments, le plus généralement au fond de l'eau : en
mer, dans un lac, une lagune, ou dans un delta, mais parfois aussi en milieu terrestre aérien, à la
surface des continents, comme d’anciennes moraines, par exemple.
Leur formation peut résulter de différents types d'activités géologiques : - origine détritique : érosion,
transport et dépôt des graviers, des grains et des particules, sables et argiles, - origine physicochimique : précipitation de sels, évaporation comme pour la formation du gypse ou du sel gemme, origine biochimique ou biogéniques : dépôts liés à l’activité des êtres vivants. C’est le cas de la plupart
des couches de calcaire. - origine biologique directe (Pétrole et charbon) par l’accumulation puis la
transformation de la matière organique d’origine animale ou végétale.
Sachant que la plupart des roches sédimentaires se forment sur les fonds marins, leur présence dans
les paysages continentaux nécessite la mise en œuvre de phénomènes de soulèvements liés aux
mouvements tectoniques de chaque région concernée.
Après le dépôt, la majorité des roches sédimentaires subissent une lithification sous l’effet de la
diagenèse.
1
➢ Diagenèse
Les roches sédimentaires sont formées de particules issues de l'altération, de particules issus de
précipitations souvent biologiques en milieu aqueux, ainsi que de minéraux formés au cours de la
diagenèse, c'est-à-dire par les processus chimiques et mécaniques qui ont affecté un dépôt
sédimentaire après sa formation (compaction, dissolution de certains minéraux, recristallisations sous
l'effet de la circulation de solutions de composition particulière…). La diagenèse groupe l'ensemble
des processus (compaction, métasomatose, recristallisation et cimentation) responsables de la
transformation d'un sédiment en roche sédimentaire. Elle débute avec la sédimentation et se poursuit
jusqu'au moment du prélèvement d'un échantillon en sondage ou en surface.
➢ 2 grands types de Mécanisme :
- Mécanismes physiques : compaction. modifications du sédiment sous l’effet de la pression
lithostatique ce qui entraîne l’expulsion de l’eau interstitielle d’où une compaction de la roche.
- Transformations chimiques : À cause de l’enfouissement, les conditions de pression et de
température augmentent, il y a donc une évolution chimique du minéral qui peut même aller jusqu’au
métamorphisme. On distingue les phénomène de -cimentation -dissolutio -recristallisation métasomatose (remplacement).
a) Compaction
Sous l'effet de la pression des sédiments sus-jacents il y a départ d'eau. Dans un premier temps
l'eau en grande quantité tend à fuir sous l'effet de la charge supportée. Dans un second temps ce sont
les grains qui se réarrangent de façon à supporter cette charge, il y a tassement. Les couches se
compactent (s'écrasent) et se stabilisent après expulsion (déshydratation).
La compaction des sédiments consiste en une réduction, par voie physique ou chimique, de leur
épaisseur originelle. La compaction mécanique correspond à une perte de porosité associée à
l'expulsion de fluides par réarrangement des grains sédimentaires tandis que la compaction chimique
correspond à des processus de dissolution par pression ("pression-solution"). Tous les sédiments ne
réagissent pas de la même façon lors de la compaction : un calcaire à ciment marin se compacte très
peu, au contraire d'un sable calcaire non cimenté. On parle de compaction différentielle. Plus les
sédiments sont fins et plus la compaction est forte.
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b) Epigénisation et métasomatose
Au cours de la diagenèse, on assiste à une transformation des minéraux : soit il y a un
réaménagement du système cristallin (métasomatose) ou dissolution des anciens minéraux et
précipitation de nouveaux minéraux (recristallisation).
- L'épigénisation correspond à la transformation d'un minéral préexistant en un autre de même
composition. Il s'agit souvent d'un changement dans la structure du minéral. Par exemple, l'aragonite,
contenue généralement par les tests calcaires d'organismes, se transforme en calcite.
- La métasomatose a lieu à plus grande échelle et correspond à la substitution d'un minéral à un
autre sans changement de volume. Par exemple le CaCO3 est parfois remplacé par du sulfate de fer
(ammonites pyriteuses).
- Le concrétionnement : Ce sont des accumulations de minéraux particuliers ayant lieu au cours
du dépôt sédimentaire, ou ultérieurement. Selon leur forme, elles portent plusieurs noms : les
sphérolites, les nodules, les géodes, les septaria.
c) La cimentation. La cimentation correspond à la précipitation de matière sur un substrat et à
l'accroissement progressif des cristaux ainsi formés. La cimentation a pour conséquence la disparition
progressive de la porosité. Les éléments dissouts par l'eau peuvent, en précipitant, cimenter les
particules du sédiment entre elles (ciment). On parle aussi de lithification.
Au cours de la compaction, il se crée des vides entre les grains (espaces intergranulaires) qui sont
ensuite remplis une substance chimique qui y précipite et qui sert de sont joints entre les particules.
Il s’agit du ciment (silice, calcite, fer, glauconie) qui consolide ainsi la roche meuble. Des sédiments
particuliers (stalactites et stalagmites) résultent d’une précipitation chimique.
NB : Quand un sédiment argileux se dépose entre les grains au lieu du ciment le liant prend le nom
de matrice.
d) La dissolution d'un substrat ou d'une phase diagénétique préexistante a évidemment comme
conséquence une augmentation de la porosité. Un processus de dissolution implique toujours le
passage par une étape où existe un vide: ce vide peut être ensuite rempli par des sédiments internes
ou cimenté.
e) La recristallisation implique un changement de cristallinité de la phase préexistante, sans
modification chimique. Exemples: augmentation de la taille moyenne des cristaux par coalescence
dans une masse déjà cristallisée; "inversion" de l'aragonite en calcite. Au cours de l'enfouissement
sous d'autres sédiments, la pression et la température augmentent et favorise la dissolution des
minéraux qui recristallisent en de nouveaux minéraux : concrétions carbonatées dans des sédiments
détritiques, nodules, géodes, et sphérolites de carbonates continentaux dans les grès rouges.
f) Le remplacement implique quant à lui, non seulement un changement de cristallinité, mais
également un changement chimique d'un substrat préexistant. La dolomitisation dite secondaire en
est un exemple fréquent, comme la silicification. Notons que les minéraux constituant les fossiles
peuvent être remplacés sans que leur morphologie soit affectée.
On distingue une diagénèse
➢
➢
Diagénèse précoce englobe l’ensemble des processus qui affectent les sédiments peu de temps
après leur dépôt est régit par l’activité bactérienne dès les premiers stades de lithification ;
Diagénèse tardive ou d’enfouissement quand les sédiments sont enfouis sous d'autres
sédiments phénomène de réorganisation de la roche
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Diagénèse des roches carbonatées
Diagénèse des roches siliceuses
recristallisation
C - Critère de reconnaissance des roches sédimentaires
•
•
•
•
Les roches sédimentaires se déposent le plus souvent en couches parallèles et horizontales ou
lits superposés, appelés strates.
La présence d’un liant (matrice ou ciment) qui lie les constituants et les débris entre eux est
une autre caractéristique commune de ces roches.
Toutes les roches sédimentaires sont susceptibles de renfermer des restes d’organismes
(fossiles).
Les roches sédimentaires conservent dans leur structure des traces de leur origine par dépôts
successifs, comme des stratifications régulières ou entrecroisées, des rides de courants, des
classements granulométriques.
D – Importance des roches sédimentaires
L’étude des roches sédimentaires est très importante du point de vue scientifique, économique,
industrie et anthropique :
➢ Du point de vue scientifique,
- elles permettent d’avoir à partir des fossiles qu’elles contiennent des informations sur l'évolution
de la vie sur Terre, sur la tectonique et le climat ;
- elles permettent de reconstituer l'évolution de notre planète par les études paléogéographiques,
paléoclimatiques, depuis l'échelle locale jusqu'à celle des bassins ; l'enregistrement sédimentaire
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étant continu, cette reconstitution est elle aussi continue, au contraire des informations apportées
par le magmatisme et le métamorphisme.
➢ Sur le plan économique, elles contiennent des ressources économiques variées (pétrole, gaz
naturel, charbon et fertilisants); des nappes aquifères (cf. hydrogéologie);
➢ Sur le plan anthropique, usage important dans notre vie quotidienne : dans la construction (routes,
bâtiments, réseau de transport) ; fabrication des briques (argiles) toit (tuiles ou ardoise, voire lauzes)
; Béton, mortier (calcaire, sable et graviers) ; fabrication du verre (sable siliceux) ; usage domestique
(bitume, Pétrole et gaz); dans l’agriculture (phosphorites).
➢ Sur le plan industriel : chimique et pétrochimique, fabrication des plastiques (hydrocarbures) ;
- industrie pharmaceutique (silex et divers).
- usage liée à l’eau et aux déchets : eaux en bouteilles et distribution (aquifères sédimentaires).
E - Les assemblages minéralogiques
Les particules composant les roches sédimentaires peuvent provenir d'éléments arrachés aux
roches par l'érosion (produits d'altération) de minéraux présents en solution (carbonate et calcium),
de restes d’êtres vivants ou matériels volcaniques (pyroclastites), cosmiques. On distingue trois types
de minéraux (fig.1)
1) Minéraux primaires ou minéraux d’origine continentale
La plupart des minéraux constitutifs des roches, appelés minéraux primaires, ne sont plus stables et
se dissolvent, libérant dans l’eau leurs éléments constitutifs.
Il s’agit de: Quartz, feldspath, micas, minéraux lourds (grenat, amphibole, olivine, pyroxène…), des
oxydes et hydroxydes de fer, d’aluminium et argiles. Les principales argiles des milieux continentaux
sont les kaolinites, halloysites, illites, vermiculites, smectites.
2) Minéraux secondaires ou néoformés
De nouveaux minéraux, appelés minéraux secondaires ou authigènes pourront éventuellement
précipiter à partir des éléments libérés en solution. Ils n’auront cependant ni la même composition, ni
la même structure que les minéraux primaires. Il s’agit essentiellement des argiles, des oxydes et
hydroxydes de fer, d’aluminium ou de manganèse, des carbonates (calcite), silicates, sulfures,
chlorures, phosphates, glauconie, gypse, anhydrite, opale, calcédoine.
Notons que les minéraux primaires et les minéraux secondaires sont les plus résistants à la dissolution
et s'accumulent sur place pour participer à la formation de sols.
3) Autres composants
Il s’agit de composants volcaniques : verre et cendre volcanique, oxyde de manganèse et de fer ;
composants cosmiques (micrométéorites et tectites).
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Fig.1 : Minéraux des roches sédimentaires
F. Classification et types de roche
➢
➢
➢
➢
➢
Classification génétique
Classification en fonction de la composition minéralogique ou chimique
Classification basée sur la granulométrie
Classification en fonction du lieu de formation
Classification en fonction de la proportion des éléments constitutifs (classification triangulaire)
1.Classification génétique
Leur formation peut résulter de différents types d'activités géologiques :
- origine détritique : érosion, transport et dépôt des graviers, des grains et des particules, sables et argiles,
- origine physico-chimique : précipitation de sels, évaporation comme pour la formation du gypse ou du sel
gemme,
- origine biochimique ou biogéniques : dépôts liés à l’activité des êtres vivants. C’est le cas de la plupart des
couches de calcaire.
- origine biologique directe (Pétrole et charbon) par l’accumulation puis la transformation de la matière
organique d’origine animale ou végétale.
Il est possible de classer les roches sédimentaires en six grandes classes génétiques.
1) Les roches détritiques
2) Les roches chimiques
3) Les roches biochimiques
4) Les roches résiduelles
5) Les roches organogènes ou carbonés ou biologiques.
6) Autres roches sédimentaires
6
1. Les roches détritiques
elles sont formées de débris et de fragments issus de l’érosion mécanique (érosion, transport et dépôt
de débris de roches) et comme il s'agit d’un matériel issu de la terre, on les appelle aussi « terrigènes ».
L’exemple type est le sable, la boue, et les graviers.. si ces roches détritiques contiennent des débris
organiques, ce sont des roches biodétritiques
2. Les roches chimiques : avec une phase soluble (ionique) ; elles résultent de la précipitation
(purement physico-chimique) de minéraux dans un milieu sursaturé, les évaporites (anhydrite, halite,
gypse,...) En sont le meilleur exemple.
3. Les roches biochimiques : avec des organismes favorisant la phase soluble ; elles sont le produit,
comme leur nom l'indique, d'une activité organique ou biochimique. Dans certains cas, l'action des
organismes modifie l'environnement chimique et le sédiment est précipité directement à partir d'eaux
marines ou lacustres sursaturées. Dans d'autres, les organismes utilisent les carbonates, phosphates,
silicates pour constituer leurs tests ou leurs os et ce sont leurs restes qui constituent les roches
sédimentaires. Les exemples illustrant ce type de roches sont les phosphates, les lumachelles, le
calcaire fossilifère et la craie.
4. Les roches résiduelles
Les roches résiduelles se forment par évolution sur place de formations plus anciennes. Elles méritent
bien leur dénomination car elles procèdent par départ de matière à partir des roches mères dont elles
dérivent (bauxites, latérites, terra rosa). Elles sont le résultat de la latéritisation qui s’effectue par
dégradation de la roche mère sous un climat équatorial chaud et humide. Elles constituent des sols
résultant du lessivage et du départ des éléments dissous avec une précipitation in situ de la matière
résiduelle. La végétation et l’activité des organismes peuvent jouer un rôle essentiel dans ce
phénomène.
La bauxite, formée par l'altération des roches granitiques
transformées directement en aluminium.
peut être facilement purifiées et
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5. Les roches organogènes ou carbonés ou biologiques : sont des roches issues de la transformation
et l’évolution de la matière organique d’origine animale ou végétale sous les effets de l’augmentation
de la température et de la pression lors de l’enfouissement poussé des séries sédimentaires.
Les plantes accumulent des matériaux carbonés par photosynthèse et sont directement à l'origine du
charbon. D'autres types de sédiments carbonés comme les schistes bitumineux, sont générés par des
bactéries, le pétrole peut dériver soit de bactéries, de microflore et/ou de microfaune.
6. Autres roches sédimentaires dont l'origine n'est pas liée à l’altération : les pyroclastites, les roches
liées aux astroblèmes, les cataclastites (liées à des phénomènes de bréchification, tectonique,
glissements de terrain ….).
2. Classification en fonction de la composition minéralogique ou chimique
Les roches sédimentaires peuvent également être différenciées en fonction de leur composition
minéralogique ou chimique. On distingue :
- les roches silico-clastiques : sable , grès
- les roches alumineuses : argiles, bauxites, latérites ;
- les roches carbonatées : calcaires et dolomies ;
- les roches siliceuses : diatomites, silex, silexites ou cherts (silexites de Barkoissi, au Togo),
meulières, radiolarites, jaspes ;
- les roches carbonées : charbons, hydrocabures ;
- les roches salines ou évaporites: gypse, albâtre, anhydrite, sel gemme (sel de cuisine NaCl) ; sylvine
(Kcl) ;
- les roches ferrifères : minerais de fer, grès ferrugineux ; hématites ;
- les roches phosphatées : phosphates (Complexe phosphaté de Hahotoé-Kpogamè).
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3. Classification basée sur la granulométrie (taille des éléments figurés)
En fonction de la taille, on distingue :
- les rudites sont composées d’éléments grossiers (diamètre supérieur à 2 mm) : ex. calcirudites ;
- les arénites d’éléments moyens (diamètre compris entre 50 µm et 2 mm) : ex. calcarénites,
phospharénites ;
- les pélites ou lutites d’éléments fins (diamètre inférieur à 50 µm) : argilites, siltites.
4. Classification en fonction du lieu de formation
Elle permet de différencier les roches continentales (poudingues, grès dunaires), marines (calcaires),
et lagunaires (gypse, houille), hématite microconglomératique de Bandjéli (d’origine glaciaire).
5. Classification triangulaire
Plusieurs auteurs ont proposé une classification basée sur un diagramme triangulaire qui permet
de définir une roche avec beaucoup de précision en donnant les coordonnées du point. On utilise un
triangle équilatéral. Ici on classe les roches selon les proportions respectives de trois composants.
Pour utiliser un tel diagramme, il faut faire une analyse granulométrique pour déterminer le % sable
et argile, et une calcimétrie pour déterminer le % des calcaires
Figure 4 : Diagramme de Flandrin.
.
9
6 - Classification en fonction du lieu de formation
Elle permet de différencier, les roches (grès dunaires……), marines (calcaires….), lagunaires (gypse,
houille…), glaciaires: (hématite microconglomératique de Bandjéli, tillite), volcano-sédimentaires
(ignimbrite…).
7. Dénomination des roches
a) Influence des composants minéraux sur le nom de la roche
On tient compte des composants majeurs et des composants secondaires de la roche.
*Les composants majeurs représentent plus de 50% ; il définit une famille de roche de même
fraction minérale majoritaire (ex : roche carbonatée).
*Les composants secondaires ou minoritaires représentent au moins 5% et moins de 50% (5 à
50%); ils sont indiqués dans le nom de la roche par un adjectif simple et dans l’ordre de leur
abondance décroissante (ex : argileux) ou composé (argilo-siliceux).
*Les composants accessoires représentent moins de 5% ; ils ne sont indiqués dans le nom de la
roche que lorsque cette précision est indispensable ; ex : à grains siliceux disséminés ; à fins lits
argileux ; légèrement dolomitiques….. Ex : Diagramme triangulaire de Flandrin (fig. 4).
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b) Influence de l’abondance relative et de la taille des éléments figurés
Les roches sédimentaires sont généralement constitués d’éléments distincts et de formes variées
(cristaux, fragments de roches ou de minéraux, restes organiques,..).
Les éléments figurés sont les éléments constitutifs d’une roche sédimentaire dont on peut voir et
reconnaître la forme à l’aide de techniques d’observation simples ; leur plus grande taille est
supérieure à 0,004mm. Lorsque la taille est inférieure à 0,004mm on parle de microéléments.
Ainsi, la connaissance de la taille des éléments s’avère indispensable (cf. tabl. ; échelle de
wenthworth). Lorsque le tamisage est possible, la taille des éléments figurés est surtout considérée
dans la pratique comme comprise entre l’ouverture des mailles du dernier tamis qu’ils ont traversés
et celles des mailles du tamis sur lequel ils sont restés. Si la roche est indurée il faut faire une lame
mince (cf. TP granulométrie).
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12
II. L’ENREGISTREMENT SEDIMENTAIRE
L’enregistrement sédimentaire ou remplissage du bassin correspond à l'accumulation de dépôts
(couverture sédimentaire), qui repose sur le substratum du bassin (socle) et les sédiments se déposent
immergés. La sédimentation est marine ou continentale (lœss, éolien, lacustre, fluviatile, glaciaire,
lagunaire) et les sédiments enregistrent les variations des phénomènes qui contrôlent le remplissage
du bassin. Ces variations, si elles sont bien datées, permettent de reconstituer l'évolution du paysage
dans le temps.
Ainsi, une fois que la dépression est créée suite à l’action de subsidence, les sédiments s’accumulent
dans les bassins au fur et à mesure. Plusieurs facteurs externes contribuent à l’enregistrement
sédimentaire (fig. k). ; il s’agit de : altération / érosion paramètres orbitaux, climat, eustatisme,
biosphère, hydrosphère, catastrophes, tectonique (soulèvement / subsidence).
Fig. : Facteurs de l’enregistrement sédimentaire
L’architecture
des
strates
enregistre
l’évolution des variations de flux sédimentaire
(apport
sédimentaire) couplée
à
trois
paramètres : subsidence, eustatisme, l’espace
disponible (la dépression est-elle totalement
remplie ou non ?).
Fig. A : Facteurs influençant la sédimentation
➢ Sur le plan variation eustatique, le niveau marin a varié au cours du temps. Après avoir monté par
à-coups entre 130 et 90 millions d 'années (M a), la mer a baissé de la même façon depuis environ 90
Ma. Les bassins sédimentaires ont donc enregistré l'invasion progressive de la mer (transgression) entre
130 et 90 Ma, puis son retrait progressif (régression) jusqu'à nos jours. Mais ces variations s’interfèrent
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avec d'autres phénomènes, principalement d 'origine tectonique ou climatique.
fig
➢ Notion de faciès
Le faciès décrit l'ensemble des caractères lithologiques et paléontologiques qui permet d'identifier les
couches et d'en déterminer les conditions de formation. L'application de cette notion permet d'établir des
cartes de faciès qui traduisent la répartition géographique des faciès à une époque donnée.
Ainsi, toute roche enregistre dans son faciès l’histoire de sa formation. Cette histoire, grâce aux
principes et méthodes de la stratigraphie et à l’apport d’autres disciplines de la géologie, peut être
retracée par une analyse détaillée de divers éléments : milieu et mode de formation, lithologie, forme
géométrique des corps sédimentaires, limites de couche, distribution géographique des couches, contenu
fossilifère des roches et âge des couches.
Fig. : Relation entre les forçages externes et la production de sédiment.
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III. Milieux de genèse des roches sédimentaires
Pendant des millions d'années les sédiments se sont déposés au fond de la mer pour former des bassins
sédimentaires. Les facteurs extérieurs comme le climat ou l'érosion ont modifié les conditions de dépôt
des sédiments.
L'observation d'une pile sédimentaire ou colonne stratigraphique (succession de roches sédimentaires
représentées en coupe) fait apparaître de nombreuses roches sédimentaires différentes qui s'empilent les
unes au-dessus des autres. Ceci implique que différents milieux (continental, marin, lagunaire et
lacustre,…) sont intervenus successivement pour déposer les roches sédimentaires.
Les différences de couleur et de composition témoignent de la variété des milieux de sédimentation.
L'étude de ces piles sédimentaires permet de reconstituer les conditions dans lesquelles les roches se
sont formées.
Le principal milieu de sédimentation est le milieu aquatique et plus particulièrement l'océan mais des
sédiments peuvent se former sur le continent (milieu fluviatile, lacustre, éolien, glaciaire).
A - MILIEU CONTINENTAL
Les sédiments continentaux sont principalement des sédiments détritiques grossiers. Les milieux de
genèse sont variés ; on distingue le milieu fluviatile, lacustre, éolien, glaciaire.
1) Milieu éolien
Suite à l’affaiblissement de l’énergie du vent, les particules transportées se déposent donnant des dépôts
éoliens. Dans les milieux désertiques ce sont les dépôts éoliens qui constituent la majeure partie des
sédiments actuels. Ces dépôts sont constitués essentiellement de sables, poussières, cendres volcaniques
et lœss (fines poussières). On y observe des figures sédimentaires (ripple-marks). Les roches
sédimentaires d'origine éolienne sont caractérisées par des grains sableux arrondis et dépoli (rond-mat)
15
bien classés et à matrice argileuse pauvre et des galets à trois faces dépolies (dreikanters). Les dépôts de
sables forment les dunes (nebka, barkhanes, seifs, ergs...).
2) Milieu fluviatile
Les cours d’eau sont des milieux propices à la sédimentation. Les matériaux transportés sont
essentiellement les limons, les sables, les cailloux et les galets. L’ensemble de ces matériaux appelés
alluvions se déposent par suite de la diminution de la vitesse du courant. Il apparait alors des terrasses
fluviatiles (étagés ou emboités) présentant des stratifications obliques. En milieu fluviatile, les sédiments
peuvent être transportés par saltation, reptation, roulement, suspension et glissement.
On distingue aussi des dépôts torrentiels (éléments de taille variable : blocs énormes jusqu’à des
particules fines), caractérisés par un très mauvais classement des matériaux, un mauvais litage. Les
dépôts fluviatiles torrentiels sont caractérisés par une stratification croisée avec un granoclassement
subhorizontal.
3) Milieu lacustre
Un lac est un corps d'eau permanent enclavé dans le continent et généralement constitué d'eau douce. La
taille des lacs est très variable, depuis les marécages de faible profondeur jusqu'aux véritables mers
intérieures (Grands Lacs américains).
Les eaux fluviatiles restent dans la partie superficielle du lac, elles sont plus chaudes (et donc moins
denses). Ainsi plus les particules sont petites, plus elles seront amenées au large. Pour les lacs recevant
les eaux de glacier, ce phénomène entraine la formation de varves : L'été, les grosses particules
transportées par les eaux de fontes se déposent au fond du lac, et les petites particules restent en
suspension, au-dessus du thermocline. Pendant l'hiver, il n'y a plus d’apports fluviatiles (tout est gelé),
seules les particules fines en suspension se déposent en une couche peu épaisse. Chaque année on peut
donc observer une alternance dans la sédimentation.
Les varves permettent de dater (relativement) les terrains où elles se trouvent. Dans les parties
profondes du lac, se déposent des turbidites contenant des éléments grossiers. dépôts détritiques (sables,
galets et vases ou limons) ; On distingue :
*dépôts chimiques: la nature des dépôts dépend du climat, du chimisme de l'eau, de l'activité organique.
*les dépôts biochimiques : certains dépôts se forment dans des milieux riches en matière organique (ou
sapropèles) produites par le phytoplancton et aussi en débris végétaux, donnent des roches bitumineuses.
16
On distingue plusieurs dépôts lacustres anciens : les vieux grès rouges du Dévoniens (ou les VGR) ;
dépôts carbonés : houilles, lignites, tourbes ; et des calcaires lacustres à limnées.
*les dépôts salins ou évaporitiques : (gypse, chlorures, bromures) lorsque l'eau s'évapore, elle dépose
ses particules détritiques et les ions qu'elle contient précipitent sous forme de sels ;
* les dépôts carbonatés (travertins, tufs) : les calcaires lacustres sont des travertins ; ils montrent
généralement des traces d'activité ou des débris organiques et contiennent des éléments détritiques
siliceux.
4) Milieu glaciaire
En milieu glaciaire on distingue :
- Les dépôts détritiques morainiques (tillite) (figure 2). Il s'agit de dépôts très hétérogènes riches en
particules fines mais aussi en gros blocs (blocs, cailloux, sable, argile), le tout non classé.
- Les varves : dépôts rythmiques saisonnières de fines particules au fond des lacs glaciaires. En été, les
grosses particules transportées par les eaux de fontes se déposent au fond du lac, et les petites particules
restent en suspension. En hiver, il n'y a plus d’apports fluviatiles (tout est gelé), seules les particules
fines en suspension se déposent en une couche peu épaisse. Chaque année on peut donc observer une
alternance dans la sédimentation. Les varves permettent de dater (relativement) les terrains où elles se
trouvent.
Figure 2 : Dépôts glaciaires
Une lagune
5) Milieu lagunaire
Les dépôts lagunaires peuvent être :- dépôts carbonaté :concentration en Ca après évaporation, puis
précipitation de CaCO3 et dolomitisation du haut fond) ;
- dépôts gypseux : la concentration est plus poussée, du gypse CaSO4 2H2O; si le phénomène continue
il peut se déposer du NaCl.
Milieu de pente montrant des éboulis
dune de sable
un lac
➢ En conclusion, la sédimentation continentale est essentiellement constituée par des accumulations détritiques.
Les sédiments d'origine chimique ne se rencontrent que dans les lacs, marécages, sebkhas (étendues salées) et
grottes. Les sédiments et les roches correspondantes sont consignés dans le tableau ci-dessous.
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Agent de transport
gravité seule
gravité+eau
torrent
rivière
Milieu de dépôt
pente
pente
pente, vallée
plaine
(rivière)
Lac et marécage
eau d'infiltration
glace
grottes
montagnes
zones polaires
zones arides
vent
Sédiment
éboulis
coulée boueuse
galets
Sables, limons
(tuf calcaire)
sable, boue carbonatée,
travertin
spéléothemes
moraines
Roche
brèche
brèche
poudingue
Grès,
(tuf calcaire)
Tuf calcaire, travertin
pélite
spéléothemes
tillite (=brèche)
sable
poussière
Fig. 3 : Relation entre l’agent de transport, le milieu de dépôt et la roche.
II - MILIEU MARIN
Les sédiments marins se déposent sur les fonds océaniques. Ces dépôts sont détritiques, chimiques ou
biochimiques. Les sédiments marins sont d’autant plus fins qu’ils se forment loin des côtes continentales
(les vases, par exemple). On distingue des dépôts littoraux, néritiques, récifaux et pélagiques.
1) Les dépôts littoraux : Il s’agit essentiellement de dépôts détritiques terrigènes (dépôts de plages et
d’estran ou zone de balancement des marées) provenant du continent et de l’abrasion marine (sables,
graviers, vases). On observe un granoclassement latéral et des ripple-marks avec élaboration de cordons
littoraux, flèches littorales et des barres.
Dépôts littoraux
2) Les dépôts néritiques : Ces dépôts s’effectuent au niveau du plateau continentale ou plate-forme
continentale ; il s’agit de dépôts détritiques (avec formation de rides et mégarides symétriques ou
asymétriques et des stratifications entrecroisées).
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Dépôts de plate-forme (Groupe de Tabligbo ; carrière de Tabligbo- Da Costa, 2005)
3) Des dépôts récifaux : Il s’agit de roches carbonatées construits par des organismes coloniaux dont
les coraux (polypiers) et les algues calcaires (type Lithothamnium). Un récif est un édifice construit au
fond de la mer. Ils se forment surtout sur le talus continental et parfois en milieu franchement marin
(atolls). Les atolls ont une forme circulaire et comportant au milieu un lagon.
Les récifs de plate-forme sont des récifs isolés, plus petit et sans lagon ; les récifs frangeants bordent une
côte. Les récifs barrières sont séparés du continent par un lagon. Les biohermes sont des édifices
coralliens construits en hauteur et les biostromes sont des édifices coralliens qui s’étalent en surface.
4) Les dépôts pélagiques
Les sédiments pélagiques sont formés à partir d’éléments transportés par les vents et les eaux de surface
; ils sont souvent riches en débris fossiles et s’accumulent dans les régions éloignées des régions
continentales ; ils recouvrent par exemple l’océan Pacifique.
5) Les turbidites : ce sont des sédiments qui se forment sur les talus continentaux ou en bordure des
continents ; ils sont transportées par de rapides courants dits de turbidité ou courant de fond dense.
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❑ MILIEU MIXTE OU DOMAINE FLUVIO-MARIN
Les milieux mixtes sont caractérisés par une sédimentation à la fois fluviatile et marine. L'embouchure
d'un cours d'eau dans la mer représente un domaine intermédiaire où s'affrontent les influences marines
et fluviatiles. Le fleuve apporte des matériaux qui s'accumulent et gagnent sur la mer; la mer déblaie et
remanie les matériaux apportés. Le résultat dépend du rapport de force existant entre le fleuve et la mer.
Lorsque le fleuve a une influence dominante, il construit un delta (dans ce cas, le courant fluvial n’est
pas assez puissant pour entraîner les matériaux). lorsque la mer est dominante, l'embouchure est un
estuaire (les matériaux sont évacués par un chenal). Il existe en fait des intermédiaires entre ces deux
types.
1) Les estuaires
L’estuaire est la partie terminale d’un fleuve dans laquelle l’eau douce se mêle à l’eau de la mer.
L'embouchure est un estuaire quand le fleuve apporte peu de matériaux grossiers, surtout des suspensions
fines et des matières en solution, et quand l'hydrodynamisme marin est fort: fortes marées, forte houle,
courants littoraux (estuaire de la Seine, de la Loire en France). Si la vitesse du courant fluviatile diminue
et les matériaux en suspension se sédimentent; les argiles s'agglomèrent en flocons (floculation) sous
l'action des ions de l'eau de mer et forment un "bouchon vaseux". Le sédiment caractéristique est la vase,
formée de particules fines de la classe des lutites (limons, argiles), de sulfures et d'hydroxydes de fer et
de colloïdes organiques. On y rencontre aussi des sables et de silts. Dans les régions équatoriales, les
estuaires sont colonisés par la mangrove.
2) Les deltas
Un delta est une accumulation de terre et de limon qui se forme à l'endroit où un cours d'eau se déverse
dans un cours d’eau plus important, un lac, une mer ou un océan.
Au niveau des deltas, la marée est de faible amplitude, et les cours d’eau sont à charge très importante.
La partie distale du bassin versant d'un fleuve est généralement une large plaine alluviale où s'accumule
une grande partie des matériaux transportés. Arrivé en mer, le courant décélère et le reste de la charge
se dépose et forme le delta. L'apport continu des sédiments dans le delta fait avancer ce dernier dans le
domaine marin: c'est la progradation deltaïque. On distingue :
*La plaine alluviale
Les sédiments sont des faciès de plaine alluviale affectés par l'influence des marées. Des barres sableuses
et des galets se déposent dans les chenaux. Les zones interdistributaires sont constituées de limons et
argiles, riches en matière organique sous climat humide ; et en évaporites sous climat sec et suffisamment
chaud. En climat semi-aride, se développent des encroûtements calcaires, en climat aride peuvent se
former des dunes éoliennes à partir des sables fluviatiles. Les dépôts sont constitués généralement de
sables et d’argiles.
* Le front de delta : C'est le lieu de rencontre des eaux douces chargées de sédiments et des eaux salées.
La forme de sédimentation est différente selon la densité de l'eau du fleuve, fonction de la charge, et la
taille des particules transportées. Si la densité de l'eau douce est voisine de celle de la mer, la charge se
dépose rapidement en une barre de front de delta. Dans les deltas à dominance de vagues, les sables sont
remobilisés par la mer et étalés en barres parallèles à la côte constituant une plage ou un cordon isolant
une lagune (cas du Po).
* Le prodelta : Il s'y dépose des sédiments fins généralement bioturbés car très riches en matière
organique d'origine continentale.
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Le delta tertiaire du fleuve Niger contient les champs pétroliers du sud du Nigéria. Les deltas sont
également associés aux accumulations de matière végétale donnant la tourbe, le lignite ou la houille
selon le type de végétation et le degré de transformation. Les gisements de charbon de l'Angleterre sont
intercalés dans des formations de plaine deltaïque d'âge carbonifère.
Dans les deltas à dominance de marées, les barres sableuses forment des îles allongées séparant les
chenaux tidaux: ces barres s'étendent sur un secteur long de 95 Km dans le delta du Gange; elles montrent
des litages bidiretionnels typiques de l'action tidale.
Fig.: les 3 types de deltas (A) dominance de marée; (B) dominance fluviatile; (C)
dominance de vagues.
Fig. : Morphologie d'un delta
IV. TRANSGRESSION / REGRESSION
L’eustatisme est la variation lente du niveau des mers et des océans (à l'échelle de la planète) (Suess,
1888). Ce mouvement peut être positif et entraîner une élévation du niveau ; on parle de transgression
marine. Dans le cas contraire, le mouvement est négatif (il s’agit d’un abaissement du niveau marin) et
on parle de régression marine. Ce sont des processus qui se matérialisent par le déplacement vers le
continent ou vers le large, de la ligne de rivage (transgressions et régressions).
Ces déplacements dérivent de la montée ou de la baisse relative du niveau marin par glacioeustatisme, tecto-eustatisme, variation de la forme du bassin. Suite à ces mouvements, les différents
milieux d'érosion ou de sédimentation se déplacent dans un sens ou dans l'autre. Ceci provoque le
déplacement latéral et donc la superposition de milieux différents. Le déplacement des rivages modifient
les profondeurs auxquelles se font les dépôts successifs et par suite leur faciès.
ne continental.
L’eustatisme est provoqué par les moteurs responsables de la variation du volume d’eau ou/et du
volume de l’océan mondial. Par leur impact direct sur le milieu, la vie et la sédimentation, perceptible à
différentes échelles, les effets de l’eustatisme sont directement observables dans les séries
stratigraphiques. Ces déplacements (à l’échelle globale) dérivent de la montée ou de la baisse relative
du niveau marin. Suite à ces mouvements, les différents milieux d'érosion ou de sédimentation se
déplacent dans un sens ou dans l'autre. Ceci provoque le déplacement latéral et donc la superposition de
milieux différents.
21
• Ainsi, l’analyse des transgressions et régressions permettent d’apprécier au cours du temps les
variations des limites entre les continents et les océans. Les fluctuations dépendent de facteurs
topographiques, climatiques ou tectoniques de grande ampleur, notamment la modification de la
superficie ou de la profondeur des bassins océaniques et l’alternance de périodes glaciaires et
interglaciaires. Cette variation se manifeste par des déplacements de la ligne du rivage et par
conséquences par une augmentation ou une diminution des surfaces du domaine marin et du domai
I – Transgression
Une transgression est une avancée des océans vers le continent (fig. 33A) ; elle s’accompagne
nécessairement d’une sédimentation. Elle est caractérisée par son sens, son intensité et sa durée. Sur le
plan sédimentologique, on observe de la bordure (éléments grossiers) vers le centre du bassin (éléments
fins) un granoclassement latéral (fig. 33B). Dès fois les éléments grossiers peuvent manquer. C’est une
transgression marine responsable de nouveaux dépôts qui vont s’avancer au-delà de ceux qui les avaient
précédés (figure 35A), la mer dépasse ses limites initiales.
➢ Mise en évidence des transgressions
Une transgression se reconnait par une séquence dépositionnelle caractéristique positive (fig.34 A)
avec des éléments granodécroissants de la base vers le sommet (granoclassement vertical ou grossière
à la base, fine au sommet. Exemple : la formation de Tabligbo du bassin côtier du Togo (constituée de
sable, de calcaire et d’argilite feuilletée) est une séquence transgressive (photos 3).
Au cours d'une transgression, la lithologie et les fossiles indiquent des milieux de plus en plus profonds
de la base vers le sommet de la série. Lors d’une transgression il y a : une réduction de la surface
continentale ; un déplacement vers le continent des milieux de sédimentation (rétrogradation) ; une
augmentation du niveau marin avec réduction du pouvoir érosive des fleuves et donc d’apports
détritiques ; à la base, il y a une discontinuité (érosive ou dépositionnelle) ou une discordance angulaire.
Au début de la transgression on observe des phénomènes de remaniement : les couches antérieures
sont érodées, remaniées avec présence de fossiles remaniés dans les dépôts (fossiles âges différents).
Dans une succession de couches, une transgression peut être mise en évidence par le repos d’une
couche marine sur des formations continentales ou sur une surface d’érosion ; il peut y avoir une
discordance.
22
On distingue deux types de transgression ; transgression générale à l’échelle mondiale (ex :
transgression du Crétacé supérieur) et transgression locale qui correspondent à des avancées plus
limitées géographiquement (ex : transgression en gouttière, qui se produit quand la mer envahi une
région affaissée).
➢ Causes des transgressions :
- fonte des glaciers polaires lorsque le climat se réchauffe, ceci à pour conséquence une remontée du
niveau marin. Si l’on faisait fondre toutes les glaces des pôles, l’élévation du niveau générale des mers
atteindrait 50 m. on parle dans ce cas de transgression d’origine glacio-eustatique ;
- un enfoncement épirogénique des continents lié au mouvement orogéniques, on parle de
transgression d’origine tectono-eustatique.
- accrétion au niveau des dorsales océaniques qui amène un gonflement de la ride médio-océanique
(cf. tectonique des plaques) entraînant une diminution de la cuvette océanique ; il en résulte alors une
transgression sur les continents qui ont tendance à s’affaisser. C’est le cas de la transgression du Crétacé
supérieur. Une transgression peut être provoquée aussi par des mouvements tectoniques sur les marges
continentales (subsidence).
II – Régression
Une régression est caractérisée par un recul des mers par rapport aux continents : la mer se retire en
deçà de ses limites initiales (fig. 35 B). Un endroit précédemment noyé sous les eaux émerge. Recul du
rivage. Elle s’accompagne nécessairement d’une érosion. Elle est caractérisée par son sens, son intensité
et sa durée.
Les périodes de régression correspondent à des périodes où des aires continentales sont plus étendues
ce qui favorise l’érosion et l’arrivée des éléments plus ou moins grossiers (sédiments terrigènes) dans le
bassin. Les milieux de sédimentation sont moins profonds, du bas vers le haut, dans une régression.
Sur le plan sédimentologique, on observe un granoclassement croissant de la base vers le sommet,
correspondant ainsi à une séquence négative (fig. 34B); exemple : le Complexe phosphaté de HahotoéKpogamè du bassin côtier du Togo (constitué de marnes phosphatées, de phosphates, et de sable
argileux) est une séquence régressive. Une régression peut être mise en évidence par des dépôts
continentaux supportant des formations marines ou par l’existence de surfaces d’érosions aériennes. Les
sédiments liés à ce phénomène sont généralement moins étendus que ceux de la période précédente (fig.
36).
➢ Causes des régressions
- Phénomènes de glaciation : le volume d’eau de la planète étant constant, lorsque le refroidissement
du climat provoque une retenue de l’eau à l’état solide (neige et glace) sous forme de glaciers sur les
23
continents, (notamment sur l’Antarctique et sur le Groenland), le niveau général des mers et des océans
baisse ;
- un apport important de sédiment ;
- par une simple progradation de corps sédimentaires à accroissement latéral (delta, récif) sans aucune
variation relative du niveau marin (régression forcée) ;
- par des mouvements tectoniques sur les marges continentales (soulèvement général du continent).
•
Cycle sédimentaire
Transgression et régression ce succèdent dans le temps, ils déterminent ainsi des cycles sédimentaires.
Un cycle sédimentaire est une suite de sédiments se concluants par une situation présentant les mêmes
caractéristiques que celles du départ (régression ⇒ transgression ⇒ régression) ou bien un cycle
sédimentaire est une période comprise entre une transgression et une régression. La série commence
nécessairement par des dépôts de faciès côtiers littoraux correspondant à l’arrivée de la mer ; elle est
suivie par des formations plus profondes, datant à peu près le maximum de la transgression (c’est
pendant cette phase que se forment les grains de glauconie) ; elle se termine par de nouveaux dépôts
littoraux prélude de la nouvelle régression. Le retour périodique de la mer traduit la dénomination de
cycle.
Par exemple, les dépôts marins du bassin côtier togolais sont mis en place à la suite de trois cycles
sédimentaire (fig. ) qui ont eu lieu respectivement au Crétacé supérieur et Paléocène-Eocène.
(Formation de Tabligbo et Complexe phosphaté de Hahotoé-Kpogamè), et Oligocène supérieur-Miocène
(Formation à terriers de Kpogamè). Par contre, les dépôts du ‘’Continental terminal’’ (Formation à galets
de Kpogamè et Formation de la Terre de barre) se sont déposés au cours d’un cycle essentiellement
continentale pendant la période comprise entre le Miocène supérieur et le Quaternaire.
• Eustatisme et subsidence : Eustatisme et subsidence sont étroitement liés : le niveau marin global
a varié au cours du temps en raison des changements du volume de la masse d'eau des océans et du
volume des bassins océaniques, et les variations de la position des lignes de rivage dépendent des vitesses
relatives des variations du niveau marin et de la subsidence tectonique, ainsi que du comportement
rhéologique de la plaque et des déformations intraplaques.
• Eustatisme et Orogenèses : Les orogenèses tendent à réduire la surface des continents en plissant
et même éventuellement en redoublant la croûte continentale. En conséquence, la surface des continents
diminue, le volume des bassins océaniques s'accroît et le niveau de la mer s'abaisse.
IV. NOTION DE CONTINUITE ET DISCONTINUITE DE LA SEDIMENTATION
Un arrêt de sédimentation montre une discontinuité. Cette discontinuité est la limite d’un banc.. Les
séries peuvent être discontinues à la suite d'une émersion, d'une érosion, de la tectonique ou de l'absence
de sédimentation.
Les reconstitutions paléogéographiques tiennent compte aussi de la présence ou non de discordance.
On distingue ainsi des séries continues sans hiatus apparent, et des séries discontinues présentant des
lacunes et discordances liées aux cycles sédimentaires et aux cycles orogéniques.
24
1 – Continuité de la stratification : Concordance et accordance
Lorsque les couches de terrains sont régulièrement disposées en séries parallèles les unes sur les
autres, sans qu'il manque d'étage on dit qu’il y a concordance de stratification (fig. 7). Ceci implique
la continuité de la sédimentation et la permanence des conditions de sédimentation. Les différents bancs
s’individualisent essentiellement grâce à leur différence pétrographique. Il peut arriver que les bancs ne
s’individualisent pas et on a un sédiment massif dont les bancs sont séparés par un film d’argile appelée
diastème ; calcaires de Tabligbo). Il s’agit d’une petite interruption de sédimentation marquée par une
surface nette séparant deux couches (ex : diastème au sein des Il peut arriver que les sédiments soit
discontinues avec des phases d’interruption (d’origine tectonique), mais avec des couches parallèles ;
on parle dans ce cas d’accordance.
2 – Discontinuité de la stratification : lacune et discordance : A certains endroits dans une série
sédimentaire l'information fait défaut; soit que les roches ont disparu suite à l'érosion, soit que la
sédimentation s'est interrompue. Ces manques, ces absences d'information correspondent à des
intervalles de temps dans la succession des événements géologiques. L'intervalle de temps peut être
restreint et ne toucher qu'une localité (lacunes), ou peut-être de longue durée et s'étendre à toute une
région (discordance).
A - Discordance
Fig. 7 : Concordance, discordance, lacune stratigraphique.
Site A : lacune stratigraphique : la couche 3 manque ; site B : série complète continue (concordance).
Discordance = Une surface de discordance est une ancienne surface d'érosion séparant un ensemble
de strates plissées lors d'une phase orogénique, d'un autre ensemble de strates non plissées lors de cette
phase orogénique. On parle de discordance (surface de discordance) quand une surface d’érosion ou
de plissement sépare le dépôt deux couches (fig. 8, 9, 10).
Fig. 8 : Discordance
25
Une formation discordante peut être mise en évidence par le fait que : elle est en contact
stratigraphique (contact normal) avec diverses formations plus anciennes qu’elle recouvre (Fig.8). Ex :
la formation du Continental terminal en discordance sur différents termes de la série marine du bassin
côtier du Togo; da Costa, 2005).
B – Les types de discordances
On distingue plusieurs types de discordances sédimentaires. Elles sont le résultat d'un changement
du milieu de dépôt. Ce changement est provoqué par une variation du niveau marin. Il s’agit de la :
1. Discordance fondamentale ou Discordance majeure (fig. A)
La couverture sédimentaire transgressive se dépose sur un socle cristallin déformé (plissé) lors
d’une phase orogénique puis aplani. La discordance majeure implique au moins une phase orogénique
entre les deux ensembles discordants. Ex : le bassin côtier togolais repose en discordance fondamentale
sur les unités internes de la chaîne panafricaine des Dahomeyides (visible au nord de Tsévié) (photo
1). De même, le bassin des volta repose en discordance fondamentale sur le socle précambrien visible
à Dapaong (photo2).
Fig. A : Discordance fondamentale
Fig. B. Discordance fondamental doublée d’une discordance angulaire
26
Photo1 : Discord. fond.(bassin côtier ; Nord de Tsévié) Photo2 : Discordance fond.et angulaire
(bassin des volta, Dapaong)
2. Discordance angulaire (fig. 12) : elle existe entre deux couches superposées dont les pendages sont
différents de part et d'autre de la surface de discordance.
La série inférieure de strates a alors subi des déformations (basculement dans le cas d'une série
monoclinale, plissement dans le cas d'un synclinal ou d'un anticlinal: dans ce cas c'est une discordance
angulaire sur structure plissée). Les deux formations discordantes forment un certain angle (angle de
discordance) ; quand les couches supérieures forment un angle avec les couches inférieures) ; ce type
de discordance indique que la région a subi plusieurs plissements en relation avec l’orogenèse.
27
C
Fig. : Discordance angulaire
D
• Discordance angulaire sur une structure plissée : Les séries basales sont plissées, soulevées
puis érodées, avant le dépôt des couches horizontales transgressives. L’angle entre les stratifications des
deux ensembles est variable. (Fig. C).
• Discordance angulaire sur une série monoclinale : Une séquence sédimentaire est discordante
sur une série basculée puis érodée. L’angle entre les strates des deux ensembles reste localement
constant.
3. discordance plate ou par lacune : Les strates étant parallèles, la discordance n’est pas forcément
liée à un évènement tectonique. La lacune a pour cause, soit l’absence de sédimentation durant une
période plus ou moins longue, soit l’action d’une phase d’érosion.
4. Discordance de ravinement : ce type de discordance se produit quand il y a érosion ou
ravinement du substratum par les couches sous-jacentes ; on parle de surface de ravinement. Ex : Ce
type de discordance a été mis en évidence au-dessus des dépôts phosphatés de la carrière de Kpogamè
(fig. 4D).
Fig. : Discordance de ravinement (DR) au toit de la couche phosphatée (centre de la carrière). :
phospharénites ; SF : Sables fins. M : mur des phospharénites.
28
➢ Plusieurs critères permettent de les reconnaître :
• Sédimentologiques : conglomérat de base (souvent continental, rarement régressif ou
transgressif), horizons à glauconie, à galets phosphatisés, à manganèse, non déposition, diastèmes,
érosion ou dissolution.
• Paléontologiques : saut de biozone (relais paléontologique brusque), horizons à ossements et
dents associées à pellets phosphatisés.
• Structurelles : changement de pente (discordance angulaire), surfaces irrégulières (érosion),
différence de niveau structural (discordance).
❑ Séries condensées et série compréhensives
Certaines séries sont dites compréhensives ou condensées. Elles sont compréhensives quand les
sédiments de même nature sont disposés sur de grandes épaisseurs.
Inversement une série condensée correspond à une faible épaisseur de terrain pour un temps de
sédimentation très long. C'est le cas des Hard-grounds.
• Les séries condensées, sont constituées de sédiments marins pélagiques déposés sur une
longue durée avec des taux de sédimentation très faibles, liés à un déficit en apport de sédiments
d’origine continentale. Le taux de sédimentation est de 5 à 10 mm par millier d’années.
Elles se développent en particulier lors des phases de transgression marine et se retrouvent alors
corrélées avec les surfaces d’inondation maximales (maximum flooding surfaces en anglais).
La durée de dépôt d’une série condensée se place dans une gamme allant de la biozone stratigraphique
à l’étage, c'est-à-dire des intervalles courant de plusieurs centaines de milliers d’années à quelques
millions d’années. Il en résulte le dépôt, interrompu par des phases de non-dépôt (hiatus sédimentaire)
ou d’érosion, de sédiments dont les épaisseurs varient de plusieurs décimètres à plusieurs mètres.
Les intervalles de condensation sont souvent associés à des surfaces d’arrêt de la sédimentation
(hiatus sédimentaires) et de surfaces durcies fréquemment encroûtées et perforées. Les séries
condensées sont le lieu de formation de minéraux dits authigénétiques (formés sur place) comme la
glauconite, la phosphorite et la sidérite, elles concentrent également certains métaux comme l’iridium.
Le faible taux de sédimentation des séries condensées a pour conséquence d’augmenter
sensiblement la part relative des organismes et micro-organismes qui se déposent et fossilisent dans
ce type de sédiments. Il y a donc des concentrations remarquables d’organismes, surtout pélagiques.
L'abondance de fossiles favorise la datation des séries condensées en dépit de leur faible épaisseur
et de leur long temps de dépôt. Elles concentrent également la matière organique, essentiellement
d’origine phytoplanctonique, dont les cyanobactéries.
Tectonique et sédimentation
C’est l’étude des déformations de la croûte terrestre et des structures qui en résultent, à différentes
échelles, depuis l’échelle du globe (tectonique des plaques) à l’échelle d’échantillons
(microtectonique). Les séries sédimentaires ont dans bien des régions du globe subi des contraintes
tectoniques et sont déformées.
On distingue deux types de déformations : les plis (déformations souples, non cassantes) et les
failles (déformations cassantes).
29
Faille normale dans les phosphates du Togo
Déformation dans les calcaires de Tabligbo (pli et faille)
30
CHAPITRE 2 - GEOLOGIE HISTORIQUE
La géologie historique qui est une discipline scientifique qui traite de l’évolution de la surface de la
Terre au cours du temps. Elle se propose de retracer l’enchaînement des grands événements géologiques
qui ont donné au globe terrestre sa physionomie actuelle. La démarche est donc spatio-temporelle et
consiste en une reconstitution événementielle.
Cette étude fait appel à des notions de pétrographie, de stratigraphie (succession temporelle des
strates, principes de stratigraphie), la répartition géographique des strates à différents époques
(paléogéographie), leur lithologie et contenu paléontologique (notion de faciès) et leurs propriétés
physiques et chimiques (géophysique, géochimie), et la géochronologie (méthodes de datation des
roches et évènements).
Retracer une histoire suppose l’établissement d’un cadre temporel. Les corrélations doivent permettre
d’établir, dans ce calendrier, le synchronisme ou, au contraire, l’hétérochronie des phénomènes
(superpositions, coupures, intersections). Deux grandes méthodes, d’ailleurs complémentaires, sont
mises en œuvre : la chronologie relative date des événements les uns par rapport aux autres et la
chronologie absolue fournit des données chiffrées pour les événements.
Dans le cadre temporel ainsi précisé, retracer l’histoire de la planète Terre, ce sera, pour une large part,
reconstituer la succession des géographies anciennes ou paléogéographie.
Cette science a pour but de comprendre l’histoire de la terre.
I. Stratigraphie et paléogéographie
La stratigraphie et la paléogéographie constituent deux disciplines indissociables qui fournissent dans le
temps et dans l’espace le cadre de l’histoire de la terre.
* Dans le temps, cette étude permet la reconstitution de l’évolution de toutes les roches qui
constituent l’écorce terrestre dans le but d’établir un tableau chronologique qui puisse servir de
calendrier pour les autres événements géologiques. On parle de stratigraphie ou étude des strates
car c’est là qu’est inscrite l’histoire de la Terre. Il y a enregistrement des évènements.
* Dans l’espace, on parle dans ce cas de paléogéographie. Elle a pour but de reconstituer à chaque
période (ou tranche de temps) :
➢ le paysage géologique, les manifestations géodynamiques,
➢ la population animale et végétale,
➢ les milieux de sédimentation anciens (paléomilieux, paléoécologie) ; et
➢ retracer
les
différentes
évolutions
paléogéographiques
paléocourantologique,
paléoocéanographique et paléoclimatique.
L’ensemble de ces données sont susceptibles d’être interprétés en termes d’histoire (relative ou
absolue) et en termes d’environnement fossile (= paléoenvironnement).
Notons que la géologie historique est une science de synthèse qui fait appel à la pétrographie qui
traite l’origine, de la disposition, de la structure et de l’histoire des roches, la géodynamique, la géologie
structurale (preuve des déformations antérieures), la paléontologie (changement de faune et flore), la
sédimentologie (étude des phénomènes sédimentaires et de leurs origines). En intégrant à cette étude les
1
roches magmatiques et métamorphiques associées, le domaine de la stratigraphie s'élargit et devient
synonyme de l'histoire de la Terre, telle qu'elle est enregistrée dans les roches.
II. La Paléogéographie
II.1/ Méthodes d’étude de la paléogéographie
Pour réaliser cette étude, on utilise diverses méthodes d’étude : observation directe visible grâce aux
affleurements naturels ou artificiels ; observation directe invisible grâce aux grottes ; observation
invisible (forages). Cette étude s’intéresse à la succession temporelle des strates (stratigraphie), la
répartition géographique des strates (paléogéographie), leur lithologie et contenu paléontologique
(notion de faciès) et leurs propriétés physiques et chimiques (géophysique, géochimie). L’ensemble de
ces caractères sont susceptibles d’être interprétés en termes d’histoire (relative ou absolue) et en termes
d’environnement fossile (paléoenvironnement).
L’interprétation des dépôts permettra de reconstituer le paysage à diverses échelles. Le raisonnement
de base de toute reconstitution stratigraphique est le principe des causes actuelles ou le principe
d’actualisme : << le présent est la clé mais pas la réplique du passé (Debyser)>>. La clé du passé se
découvre à partir de l’observation et de la compréhension du présent. On a besoin de comprendre l’actuel
pour pouvoir comprendre le passé. Cela signifie que les phénomènes actuels sont de même nature que
les phénomènes anciens. On retrouve les mêmes lois dans le passé qu’à l’actuel. Toutefois, on a des
changements irréversibles de paysages ; il n’y a pas d’homologie entre les paysages anciens et les
paysages actuels.
Ce principe est simple mais possèdent quelques limites :
1) l’homme du fait de sa brièveté de sa vie ne peut observer qu’une infime partie des phénomènes
car on sait que les phénomènes géologiques s’échelonnent sur une longue période ;
2) certains facteurs géologiques ont évolué au cours du temps ;
3) on ne retrouve pas actuellement en formation beaucoup d’éléments qui avaient existé dans les
formations géologiques.
On distingue 3 méthodes : les méthodes de faciès et les méthodes physiques et chimiques
A - Méthodes de faciès
1) Notion de faciès
Le faciès d’une roche est l’ensemble des caractères pétrographiques (lithofaciès) et paléontologiques
(biofaciès) de cette roche. Lorsque le faciès est déterminé au microscope on parle de microfaciès. C’est
l’ensemble des caractéristiques d'une roche ou d'une couche, obtenues grâce à l'analyse du contenu en
fossiles et des éléments constitutifs de la roche et permettant d'en définir l'origine.
2) Importance des faciès
Le faciès permet de déterminer les milieux de dépôt et environnement sédimentaires. Les faciès sont
variables ; on distingue : des faciès continentaux (faciès lacustres, éoliens, glaciaire) et des faciès
marins : lagunaire, saumâtre, récifaux, terrigène et néritique (plateau continental), pélagique (au-delà
du plateau continental). La succession des faciès dans le temps (variations dans le sens verticale) aboutit
aux séquences de faciès. Dans l’espace, on a des passages latérales de faciès entre deux couches de
même âge ; exemple dans la carrière de Kpogamè (fig. ): du SE au NO, on a un passage latérale des
2
calcaires phosphatés aux phospharénites.
3) Apport de la pétrographie
L’étude du lithofaciès (nature de la roche) permet d’analyser les composants qui composent la roche :
on décrit la couleur de cette roche, la dimension des grains et la forme du grain; l’épaisseur du
sédiment. Toutes ces caractéristiques permettent de reconstituer les conditions de formation.
- La couleur de la roche donne des indications sur le climat ;
- L’épaisseur donne des indications sur la profondeur du bassin et permet de savoir si le fond du
bassin est stable ou instable.
- La nature et la forme du grain donne des indications sur le climat.
- La dimension et la forme du grain (grain cassés ou roulés) fournissent des indications sur la durée
du transport et également sur le mode du transport (cf. l’étude morphoscopique et granulométrique).
- L’analyse des figures sédimentaires (litages, ripple-mark, traces de chenaux caractérisées souvent par
la présence de litage oblique) pour déterminer la direction des courants (cf. cours de Pétrogenèse).
L’étude minéralogique (minéraux lourds et RX des argiles) apporte des renseignements sur la nature
de la roche mère et les paléoclimats et sur les phénomènes de transgression et de régressions. La texture
des roches sédimentaires donne des informations sur l’hydrodynamisme ; ex : calcaire à faciès
oolithique → eau agitées, peu profondes, chaudes.
4) Apport de la paléontologie
L’étude du biofaciès (observation sur les traces de vie) permet de :
- faire la différence entre le faciès continentaux et les faciès marins. La détermination du mode vie du
fossile permet de déterminer le milieu (milieu continental, eau douces, et marin) ; ex : dans un gisement
marin, les fossiles sont beaucoup plus variés que dans un gisement d’eau douce ; autre ex : abondance
des algues, gastéropodes et lamellibranches dans un gisement → milieu néritique.
- d’indiquer la profondeur du milieu de dépôt (certaines algues, et les organismes benthiques ; les
foraminifères et la macrofaune)
- indiquer l’hydrodynamisme : si le milieu est agité (fossiles fragmentés, roulés ou cassé) ou
relativement calme (fossiles ou colonie de fossile souvent entiers et parfois même en position de vie).
Les mauvais fossiles (par rapport aux fossiles stratigraphiques qui permettent de dater) sont
indicateurs de faciès ; ce sont des fossiles de faciès qui vivent dans des conditions bien définis. Plus un
fossile aura du mal à s’adapter au milieu plus ce fossile donne des renseignements intéressants pour la
connaissance du faciès.
5 – Autres renseignements fournis par le faciès
L’étude du faciès permet d’obtenir des renseignements directs et indirects.
1) Les renseignements directs sont :
- le contours vrais des mers à une époque donnée ; il faudra rechercher partout les faciès de rivage (de
plage) ;
- la profondeur des eaux afin de repérer les rivages ;
- les limites du bassin sédimentaire à partir des phénomènes de transgression et régression (variation
du niveau marin).
3
- la limite des différents faciès afin de dessiner la carte des faciès.
- les conditions diverses de dépôts ou paléoenvironnements ou paléomilieux (environnement fossile).
2) Les renseignements indirects
Certains faciès enregistrent des évènements qui sont extérieurs à la région étudiées tels que :
L’orogenèse (formation des chaînes de montagne) et les paléoclimats. Il existe plusieurs méthodes pour
déterminer les paléoclimats :
• présence de roches particulières comme : bauxites (se forme sous climat intertropical), des
tillites (climat froid), évaporites (climat aride) ; des varves (dépôts saisonniers).
• présence de certains fossiles comme : les coraux indique des eaux chaudes et climat chaud ; les
végétaux au Carbonifère indiquent un climat chaud et humide ;
• l’étude des minéraux argileux permet également de déterminer le climat ;
• les récits historiques facilement datables (sécheresses, inondations, éruptions volcaniques) ;
• l’étude des cernes de croissance annuelle des arbres (dendroclimatologie) qui est directement lié
aux variations successives du climat ;
• l’étude des carottes de glace (glaciologie), qui permet de déterminer les températures du passé
(ou paléotempératures) ; un forage de plus de 3 000 m, réalisé en 2004 (en Antarctique), a notamment
permis d’extraire une carotte de glace retraçant le climat des 740 000 dernières années.
L’étude des couches géologiques (formation du relief, répartition des fossiles) et des sédiments marins
(carottes océaniques) renseigne sur les événements cruciaux de l’évolution de la planète, à une échelle
géologique de plusieurs millions d’années.
B – Méthodes physiques et chimiques
Ces méthodes fournissent des renseignements complémentaires à ceux fournis par la méthode des
faciès.
1) Les méthodes géophysiques
Paléomagnétisme : étude de l'aimantation rémanente acquise par les roches lors de leur dernier
refroidissement ou étudie les caractéristiques et les variations du champ magnétique terrestre au cours
des temps géologiques. → il permet de déterminer la position et la variation de l’axe des
pôles (déplacement des continents). Il y a 500 millions d’années, le pôle nord magnétique était proche
de l’île d’Hawaii dans l’océan Pacifique. Ce phénomène est étudié grâce aux roches volcaniques qui
conservent la trace du champ magnétique terrestre du passé.
2) Les méthodes géochimiques (Géochimie sédimentaire ou chimiostratigraphie)
Les paramètres physico-chimiques de l’eau de mer varient et ces variations sont fossilisées dans les
sédiments au cours du temps. Le dosage de certains éléments et l’évolution de quantités trouvées par
dosage permettent de retrouver des environnements sédimentaires et ainsi, de reconstituer des paysages
anciens. La chimiostratigraphie est l’étude des éléments chimiques dans les sédiments des roches
permettant de reconstituer les environnements
La caractérisation du milieu est plus facile si des éléments en trace sont présents, comme le bore (plus
l’eau est salée, plus la teneur en bore est élevée) ou le strontium (enregistre plus finement les variations
du chimisme de l’eau) ; on utilise aussi les rapports isotopiques de certains éléments chimiques tels que
les isotopes stables du Carbone (met en évidence les transgressions/régression et paléoclimats) et de
l’Oxygène (met en évidence les paléotempératures).
4
II.2 Eléments de reconstitution paléogéographique
La paléogéographie est la reconstitution des paysages anciens, aux différents moments de l’histoire
du globe (géographies anciennes). Il s’agit d’une reconstitution en plan (dans l’espace) des différents
milieux des époques passées. La plupart des arguments permettant de reconstituer les milieux de
sédimentation sont tirés de l’étude des faciès.
Cette reconstitution tient compte d’un certain nombre d’éléments : limites continents – Océans,
climats (faciès), faune et flore, conditions de la vie, (milieu continental, saumâtre, marin), relief du
paysage (orogenèses et zone de montagne), profondeur du bassin (faciès et faunes), position des pôles
(paléomagnétisme).
Une véritable paléogéographie ne peut se faire qu’en tenant compte des mouvements de plaques
ainsi que des déformations tectoniques subies par les régions étudiés depuis l’époque considérée afin de
remettre les différents éléments géologique à la place qu’ils occupaient à cette époque. Cette
reconstitution ne sera beaucoup plus précise que nous nous rapprochons de l’Actuel.
III. STRATIGRAPHIE
a) Définition
La stratigraphie c’est la science qui étudie la succession des dépôts sédimentaires sous forme de
couches ou strates, leur agencement géométrique dans l'espace (distribution géographique) et dans le
temps (succession chronologique).
Elle traite de la disposition originelle des roches et la chronologie de leur formation, dans le but de
reconstituer l’histoire géologique de la Terre enregistrée dans les formations sédimentaires. En intégrant
à cette étude les roches magmatiques et métamorphiques associées, le domaine de la stratigraphie
s'élargit et devient synonyme de l'histoire de la Terre, telle qu'elle est enregistrée dans les roches.
La stratigraphie une science de synthèse qui fait appel aux disciplines scientifiques différentes: la
paléontologie, la pétrographie, la géodynamique, la géologie structurale, la sédimentologie, la
géochimie, l’astronomie….
b) Objectifs
a) Donner une explication de l’organisation et de l’agencement des divers éléments de l’écorce
terrestre. Il est à noter que ces éléments ont subi des transformations et ne sont pas dans leur contexte de
formation initial. Localiser des corps géologiques dans un système à 4 dimensions : les trois dimensions
de l’espace et la dimension du temps. Elle devra donc assigner aux roches une place dans l’espace,
(milieu de formation et situation géographique initiale), et dans le temps (âge). Cette localisation
implique l’établissement de cadres de référence, spatial et temporel, dans lesquels pourront être situés
tous les objets sédimentaires.
b) L'établissement des rapports existant, entre ensembles et phénomènes géologiques identifiés
en des lieux distincts (corrélations lithologiques, paléontologiques, événementielles et autres de valeur
locale, régionale ou globale). Ces corrélations peuvent donc être synchrones ou hétérochrones.
c) Reconstitution de l’histoire géologique de la terre par une stratigraphie fine, associée aux
approches complémentaires de la géophysique, de la géochimie, de la tectonique.
5
➢ c- Rôles
- Faire abstraction des transformations ultérieures ; - Remonter à travers le temps pour retrouver l’état
initial et les évènements qu’il a enregistré et - Replacer cet « état initial » dans un cadre spatio-temporel.
➢ 3 - Intérêt de la stratigraphie
Les études stratigraphiques permettent d’établir des cartes géologiques, guide de la géologie
appliquée (ressources minières, génie civil …) et qui sont utilisés aussi pour l’interprétation des analyses
géophysiques tels que les profils sismiques ou profils électriques.
III. Brève historique de la stratigraphie
La stratigraphie a commencé par des études fossilifères. Elle est la plus ancienne spécialité de la géologie, datant
de l’Egypte ancienne. Pythagore (6è siècle av J-C.), en observant les roches s’est rendu compte ces dernières
renfermaient d’anciennes coquilles marines ; d’où il a tiré la conclusion que ces roches se sont formées en pleine
mer.
Les travaux des premiers géologues, au 18e siècle, ont consisté en une description des couches en terme de nature
lithologique, le vocable "formation" étant d'ailleurs déjà utilisé, avec, pour sens fondamental, celui qui lui est
encore donné de nos jours. Parmi les plus célèbres de ces pionniers, on peut citer Abraham Gottlob Werner. En
même temps se développait l'idée d'une signification du contenu paléontologique, arguant du fait que ce dernier
n'était pas lié seulement à la nature des dépôts, mais aussi à leur succession.
Le premier réel stratigraphe a été Sténon (17ème siècle). Ce dernier, en observant des formations géologiques, a
déduit plusieurs notions essentielles en stratigraphie. La discipline a été fondée en Angleterre par William Smith,
qui réalisa la première carte géologique d'Angleterre (1815) et en France par Georges Cuvier et Alexandre
Brongniart. A. de Lapparent, en 1893, proposa la première échelle stratigraphique internationale.
Dès lors, la Stratigraphie lithologique et paléontologique était née. Il restait à créer le mot, ce qui fut fait en 1617
sous la plume de William Smith, lequel, dès 1796, avait constaté que, sur une certaine distance, chaque formation
superposée est caractérisée par ses propres fossiles.
En 1822, George Young et John Bird établissent que "certaines parties des strates sont tellement liées entre
elles, qu'elles passent souvent de l'une à l'autre, constituant un même lit" ; ainsi est née la notion du faciès et A.
Gressly (1837-1838) va généraliser cette notion.
L'année suivante (1839) Constant Prévost, usant du principe de superposition, introduit la notion de milieu de
vie en étudiant des sédiments d'eau douce en Angleterre et marins en Francs, ayant un même âge (Néocomien),
et tous deux encadrés, au mur et au toit, par les mêmes couches (d’àge Jurassique).
Enfin, la notion d’étage a été introduite par Alcide Dessalines d'Orbigny (1842, 1849-1852) : "j'ai voulu...
prendre des noms tirés des lieux où l'étage se trouve le mieux développé, afin de faire cesser cette nomenclature
embrouillée, tirée de la composition minéralogique locale, si variable suivant les lieux, et des fossiles d'animaux
sur un point, qui peuvent manquer ailleurs". Ces étages sont des coupures susceptibles d'être universelles,
représentatives de durées, au cours desquelles les fossiles interviendraient pour caractériser des périodes
successives et établir des synchronismes.
Il est à noter que l'observation de l'évolution des formes de vie à travers des séquences de roche a amené au
développement, (tout au long du 19e siècle), de l'échelle stratigraphique, tableau basé sur la succession des strates
au cours des temps géologiques.
6
IV. Apport de la stratigraphie
• L'utilisation de la stratigraphie pose le problème du temps : pour faire cette étude on tient compte
du temps, donc il est question ici de la recherche de l'âge de ces couches et de leur corrélation. Comme
ces relations spatiales et temporelles ne peuvent être quelconques, on dira que la Stratigraphie est une
tentative de reconstitution de la paléogéographie et des paléoenvironnements.
• L'utilisation de la stratigraphie pose aussi le problème de la reconnaissance des couches. La notion
de faciès tente de répondre à cette question en décrivant l'ensemble des caractères lithologiques et
paléontologiques qui permettent d'identifier les couches et d'en déterminer les conditions de
formation. L'application de cette notion permet d'établir des cartes de faciès qui traduisent la répartition
géographique des faciès à une époque donnée.
• Ainsi, toute roche enregistre dans son faciès l’histoire de sa formation. Cette histoire, grâce aux
principes et méthodes de la stratigraphie et à l’apport d’autres disciplines de la géologie, peut être
retracée par une analyse détaillée de divers éléments (milieu et mode de formation, lithologie, forme
géométrique des corps sédimentaires, limites de couche, distribution géographique des couches, contenu
fossilifère des roches et âge des couches).
• Les principes fondamentaux de la stratigraphie permettent non seulement d'établir la succession
chronologique, verticale, des couches, mais d'en apprécier le développement horizontal, donc de préciser
la limite des océans et des terres émergées aux différentes époques géologiques.
• La stratigraphie est étroitement liée à la paléontologie qui permet, par l'identification de fossiles
caractéristiques, la datation des terrains et l'établissement d'échelles stratigraphiques précises. Aussi,
l’étude de nombreux fossiles donc sans valeur stratigraphique (fossiles de faciès), demeure nécessaire
pour la reconstitution des paléomilieux.
• Les nombreuses données stratigraphiques et paléontologiques obtenues, jointes à l'utilisation de
méthodes physiques appropriées (étude sédimentologique des métaux lourds, paléomagnétisme,
radioactivité de certains éléments) ont abouti à d’établir un tableau chronologique ou échelles
stratigraphiques qui puisse servir de calendrier pour les autres événements géologiques.
• Traitant ainsi principalement des roches sédimentaires, cette étude s'est étendue à tous types de
roches et à leurs relations chronologiques les unes avec les autres. Ceci ; ainsi, on retrouve une base
de chronologie dans les objets étudiés : chronologie relative (classement des phénomènes dans l’ordre
de leur déroulement) et chronologie absolue (exprimée par des durées chiffrées en millions d’années).
Ces notions, ont permis d'établir la continuité et les variations d'épaisseur des couches
sédimentaires, des lacunes (absence éventuelle de certaines d'entre elles), les périodes de transgression
et de régression, le découpage des ensembles sédimentaires en biozones (présence d'une espèce fossile
de valeur stratigraphique).
7
V. Définition de quelques termes stratigraphiques
1- Bassin sédimentaire et Socle
Les bassins sédimentaires sont des dépressions de dimension variable (du km à plusieurs milliers de
km) présentes à surface de l'écorce terrestre où s'accumulent, et où sont accumulés dans le passé des
sédiments (fig. ). Ces dépressions sont souvent remplies d'eau, les sédimentations sont donc souvent
marine ou lacustre, continentale (lœss, éolien, dépôts fluviatile).
Le bassin est délimité par un substratum du bassin généralement appelé socle et son remplissage ou
contenu correspond à l'accumulation de dépôts (couverture sédimentaire) qui repose sur le socle.
Un socle est une chaine de montagne formée de
vieux matériels consolidés depuis longtemps,
tranchée par une surface d’érosion qui se comporte
comme une surface discordante. Il peut porter une
couverture sédimentaire.
L’existence d’un bassin résulte d’un phénomène de subsidence (phénomène tectonique). Un bassin est
toujours lié à la géodynamique peut former sur un continent ou sur sa bordure. On distingue deux
groupes de bassin :
• les bassins associés aux océans ou bassins marginaux : bassins des marges passives, bassins
océaniques abyssaux, bassins associés aux marges actives),
• les bassins intracontinentaux : bassins associés aux collisions intraplaques ; les rifts
intracontinentaux, bassins de plate-forme, sillons aulacogènes ou bassin allongés et limités par des failles
décrochantes).
1- Substratum panafricain ; 2 – Dépôts du
Fig. 1. Carte géologique simplifiée du bassin côtier
togolais (Monciardini et al, 1986, adaptée, in Da Costa,
2005).
continental terminal ; 3 - Maastrichtien; 4 –
Paléocène; 5- Eocène inférieur; 6 – Eocène
moyen-Lutétien; 7 – Eocène moyen-Bartonien;
8 – Oligo-Miocène; 9 – Formations fluviolacustres; 10 – Formations laguno-marines ; 11
– Complexe phosphaté de Hahotoé-Kpogamè;
12 – Frontière incertaine.
2. - Subsidence
La subsidence est l'enfoncement progressif du fond d'un bassin au cours du temps. Elle est à
l'origine de la création du bassin et permet son fonctionnement, si elle se poursuit dans le temps, en
permettant la création d'espace disponible pour la sédimentation. Cet enfoncement est contrôlé par
3phénomènes : phénomènes géodynamiques, phénomènes thermiques, surcharge sédimentaire. On
distingue 3 types de subsidence: 1) subsidence tectonique, 2) subsidence thermique, 3) subsidence par
surcharge.
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1
2
3
3 – Couverture sédimentaire
Une couverture sédimentaire est un ensemble de sédiment déposé sur le continent ou sous la mer
pendant une période d’immersion. Elle est discordante sur le socle (discordance fondamentale)
puisqu’elle repose sur une surface qui tranche les anciens plis ou les anciennes racines de la chaine.
4 - Série sédimentaire
Série - Ensemble de couches sédimentaires, considérées dans leur succession chronologique. Une
série sédimentaire est une succession de couches dont la nature lithologique change verticalement et qui
caractérise un domaine donné. Il s’agit d'un empilement de couches successives séparées par des
discontinuités traduisant des changements environnementaux, chaque couche pouvant représenter une
durée différente indépendante de son épaisseur.
On distingue des séries continues sans hiatus apparent et des séries discontinues présentant des
lacunes et des discordances liées aux cycles sédimentaires et aux cycles orogéniques (formation de
chaîne de montagne).
5 - Strate / lit / lamine
Les roches sédimentaires sont toujours disposées en couches plus ou moins apparente ou strate ou
lits ; on dit que les roches sédimentaires sont stratifiées ou litées.
Une strate est une couche de sédiments homogène accumulés pendant une phase continue de
sédimentation. Visibles au niveau des affleurements, on l’identifie par ses différences avec les couches
adjacentes (changement dans la couleur, la texture, la nature de la roche….
Fig. 1: Une série sédimentaire montrant des strates (lit, lamines) : Carrière de Kpogamè (Da Costa, 2005).
9
• Les unités sédimentaires
Les strates ne comportent pas de notions d’épaisseur ou de composition. Si l’épaisseur de la couche
est supérieur à 1m on dit que la couche est très épaisse ; si l’épaisseur est comprise
➢ entre 100 et 30 cm : épais ;
➢ entre 30 et 10 cm : épaisseur moyenne ;
➢ entre 10 et 1 cm mince :
➢ épaisseur < 1 cm : couche très mince.
Chaque couche ou strate correspond en effet à un mode de dépôt ou sédimentation. Elle correspond
à une unité de sédimentation qui s’est déposée dans des conditions physiques relativement stables ayant
des caractères pétrographique définis.
Les unités sédimentaires >1cm d’épaisseur (centimétrique à décimétrique), sont appelés des strates,
des lits ou des couches (bed) et leurs surfaces inférieure (mur -de la couche) ou supérieure (toit de la
couche) sont appelées des plans de stratification. Le plan de stratification inférieur et supérieur (limites
de couches) sont appelés respectivement semelle ou la base et sommet ou surface de stratification
supérieure.
Une Lamine : Les unités sédimentaires < 1cm d’épaisseur sont appelés lamines. Une lamine est une
petite couche de composition relativement uniforme et sans structures internes. l’unité la plus petite
visible dans une séquence. Les laminations correspondent à une disposition des constituants des
sédiments en fines lames (environ 1 mm) et chacune de ces lames est appelée lamine.
Une lentille : une strate peut s’amincir et devenir une lentille, lorsque le phénomène qui nourrissait
la sédimentation cesse de fonctionner.
6 – Stratifications et litages
Les roches sédimentaires présentent une stratification, ce qui signifie qu’elles sont composées de
strates/couches. La stratification est la disposition des couches ou encore l’ensemble des limites de
couches. La stratification est d’autant plus visible que les strates sont de nature lithologique différente.
Le terme de stratification est réservé pour les ensembles formés de couches différentes (ex : grès et
argilites micacés ou marnes phosphatées et phospharénites). Les surfaces de stratification peuvent être
parallèles ou non, continues ou discontinues et dans tous les cas, plane, incurvée, ondulé, lenticulaire
ou irrégulière. Les couches sont ainsi séparées des couches sus et sous-jacentes par :
• des surfaces limites ou joints de stratification ; ces joints de stratification, au contraire des failles,
ne sont pas des contacts anormaux avec déplacement. Ils soulignent la stratification, et ne sont pas
forcément plans et horizontaux, ni parallèles.
• surface de discontinuités (discontinuité au sein d’une roche ou d’un terrain ; ou une discontinuité
séparant deux couches de même nature pétrographique) qui marquent soit des changements des
conditions de dépôt, soit des surfaces d’érosion, soit des lacunes (absence) de sédimentation.
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On distingue : Strates obliques (cross bed) ; stratification oblique (cross bedding), lamines obliques
(cross laminae) : lamination entrecroisée (cross lamination).
Litage (ou feuilletage) : lorsque l’on affaire à une grande épaisseur de terrain formé de feuillets
successifs de même nature (argilites feuilletée de Tabligbo), on parle de litage ou feuilletage.
7 - Un faisceau (set ou bedsets).
Les couches de roches sédimentaires sont le plus souvent organisées en paquets de couches
superposées qui sont analogues entre elles et se distinguent plus ou moins nettement, par la nature
(calcaire, argileuse etc...) et l'organisation de ses strates (bancs plus ou moins fins, alternés ou non
de couches de nature différente, etc ...), du paquet de couche qui la précède (en dessous) et de celle
qui lui fait suite (au-dessus). Une telle tranche de couches (d'épaisseur décamétrique) est alors appelé
un "faisceau" de couches (cosets ou bedsets). Ce groupe de strate peur être séparé des autres par des
surfaces d’érosion, de non-dépôt ou de changements brusque de conditions de dépôts.
8 - Formations : Une formation est un ensemble de faisceaux (paquets de faisceaux, d'épaisseur
pluri-hectométrique) qui se distingue par la nature de la roche et par son mode d'organisation en
strates par rapport aux formations voisines dans la pile des strates. Le changement d'aspect des
couches qui les différencie est lié à une modification du processus précis de dépôt du sédiment.
Chaque formation correspond donc à un mode de sédimentation différent.
*Formation. 1. Terrains possédant des caractères communs, et constituant un ensemble que l’on
juge utile de distinguer : une formation marno-calcaire, une formation gneissique ; -2.
Ensemble de strates formant une unité lithologique à laquelle on associe généralement un nom de
lieu. Ex. la formation de Tabligbo.
9 – Lithologie : La lithologie désigne la nature des roches d’une formation géologique. Elle est
fonction des conditions et environnements de dépôt. On l’utilise dans la confection des cartes
géologiques régionales (1/50.000) (Cf. TD : d’une colonne ou coupe lithologique ; forage et
affleurement).
10 - Séquence lithologique : c’est est une suite de couches qui s’enchaine et se superpose sans
interruption majeure de la sédimentation. Une mégaséquence est celle qui se situe à l’échelle du
groupe.
11 - Colonne lithologique : c’est une représentation schématique de la succession des strates
d’un bassin donné (nature des couches, profondeur, l’âge des couches). Chaque couche est représenté
par un figuré caractéristique. Un log stratigraphique est une colonne lithologique qui précise les
11
âges des formations étudiées.
12-Le faciès : c’est l’ensemble des caractères pétrographiques et paléontologiques qui
caractérisent une roche. Certains de ceux-ci permettent d’en préciser les conditions de dépôt.
Certaines couches peuvent présenter des variations latérales de faciès d’un point à l’autre.Ex faciès
marin, faciès continentaux (faciès lacustre, lagunaire, fluviatile, glaciaire, éolien).
13 – Affleurement :Partie d’un terrain visible à la surface de la Terre. Sur les cartes géologiques,
les affleurements sont généralement limités par des traits fins qui sont les contours géologiques
14 - La lihostratigraphie : c’est l’étude des empilements sédimentaires, de leur constitution et
leur organisation dans l’espace et dans le temps.
15 - Série condensée :Série qui, sur une très faible épaisseur, comprend des dépôts dont la
sédimentation s’est opérée pendant une longue durée.
16 - Bone-bed : Mince couche de brèche biodétritique formée d’ossements de poissons et de débris
de crustacés, qui, dans certains cas, ont été tués en masse par l’irruption de la mer dans des lagunes.
17 - Surface durcie ou ‘’hard ground’’ [expression anglaise signifiant fond dur] (Syn. fond
durci) - Surface encroûtée d’oxydes de fer et de manganèse, parfois accompagnés de glauconie et/ou
de phosphate, pouvant être taraudée par des animaux perforants ou porter des organismes encroûtant
montrant souvent des traces de dissolution. On observe les hards grounds dans les sédiments marins,
notamment au sommet de séries calcaires, et on pense qu’ils traduisent un arrêt de la sédimentation
causé par l’activité de courants de fond.
18. Diastème : Petite interruption de sédimentation marquée par une surface nette séparant deux
couches. Lacune stratigraphique de courte durée
19. Séquence - Ensemble de niveaux sédimentaires de natures différentes se succédant dans un
ordre déterminé, habituellement limité au mur et au toit par des discontinuités stratigraphiques. Son
ordonnance peut traduire soit un mécanisme de sédimentation particulier (ex. des séquences
sédimentaires de flyschs), soit une histoire sédimentaire caractéristique (ex. séquence
transgressive, dans laquelle des dépôts littoraux passent vers le haut à des dépôts plus profonds). Des
séquences peuvent elles-mêmes présenter des arrangements ordonnés ; on parle alors de séquences
de deuxième ordre, ou de mégaséquences.
20. Séquence de dépôt [system tract] - Ensemble sédimentaire situé entre deux surfaces de
discontinuités. Terme utilisé en stratigraphie séquentielle.
21. Bioturbation : ensemble des phénomènes de perturbation des sédiments par l'activité
organique. En quête de nourriture ou à la recherche d’un abri, des animaux pénètrent plus ou moins
profondément dans les substrats dont ils modifient les caractères physico-chimiques. Ce phénomène
est appelé bioturbation.
12
22. Granoclassement
Les grains détritiques peuvent présenter un classement de taille progressivement croissant ou
décroissant (les plus fréquents). Dans le granoclassement latéral, on observe une diminution
progressive de la taille des grains de l’amont vers l’aval du courant de transport. Or le dépôt des
particules (cf. courbes d’Hjulström) dépend de la taille des particules et de la vitesse du courant. Si
la vitesse du courant diminue, les sédiments se déposent des plus grossiers aux plus fins, le
granoclassement est décroissant. Dans le granoclassement vertical (en anglais: graded bedding)
normal, les grains les plus grossiers se déposent en premier puis progressivement des grains de plus
en plus fins (décroissant). Ce granoclassement peut servir de critère de polarité.
On trouve, par exemple, ce granoclassement vertical associé à la stratification entrecroisée au
niveau de chenaux de rivière. Le granoclassement caractérise aussi les courants de turbidité
(écoulements gravitaires de masses d’eau chargée de matériaux détritiques, et donc de plus forte
densité que l’eau environnante, se produisent sur les pentes marines ou lacustres).
23 - La tectonique : c’est l’étude des déformations de la croûte terrestre et des structures qui en
résultent, à différentes échelles, depuis l’échelle du globe (tectonique des plaques) à l’échelle
d’échantillons (microtectonique). Ici, on l’envisagera surtout du point de vue des structures à l’échelle
régionale (carte géologique). Les séries sédimentaires ont dans bien des régions du globe subi des
contraintes tectoniques et sont déformées.
13
24– Un Sédiment
Un sédiment est dépôt naturel constitué par la réunion de particules minérales de taille variable
ou de matières précipitées ayant séparément subi un certain transport (le sédiment peut résulter d’une
activité organique) et pouvant sédimenter pour former des roches sédimentaires. Notons qu’il est
encore gorgé d’eau. On parle de roche sédimentaire lorsque le sédiment est induré suite à la diagenèse.
25– Géométrie d’une couche
Une couche (ou strate) est limitée à sa base par un mur et un sommet par un toit, qui sont des
surfaces limites (discontinuités) sans épaisseur. Celles-ci marquent soit des changements des
conditions de dépôts, soit des surfaces d’érosion, soit des lacunes de sédimentation (non-dépôt).
14
Chapitre III. Principes et méthodes de la stratigraphie
Ce chapitre suivant est donc consacré à l'identification des diverses méthodes de la Stratigraphie. On
distingue les méthodes stratigraphiques, physiques et chimiques.
I. La Démarche stratigraphique
La stratigraphie se fait par observation et description de l’objet géologique. Cette étude se fait à
partir de l’étude des archives géologiques que sont des matériaux de l’écorce terrestre (roches
sédimentaires, magmatiques et métamorphiques. Les observations peuvent se faire directement ou
indirectement :
1) une observation directe : une observation visible grâce aux affleurements naturels ou
artificiels (lorsque la roche est visible naturellement ou sous l'action de l'homme on parle
d'affleurement) : falaises, de la haute montagne, mais aussi des chantiers et des carrières ; et des
grottes
2) une observation indirecte des couches en profondeur (puits, forages, sondages) lorsque les
roches que l’on veut étudier n’affleurent pas (étude dite de subsurface ; leur géométrie est définie
indirectement par des réponses à des sollicitations physiques ou mécaniques (études physiques :
propagation des ondes). Ces réponses sont analysées par des géophysiciens et vérifiées par quelques
forages qui permettent d’identifier les roches représentées. Dans ce cas deux méthodes permettent
d’avoir une image continue de la succession stratigraphique: l’analyse sismique et les diagraphies.
L’analyse met en évidence de discontinuité, discordance etc… ; de fins dépôts (cinérite, argile) et
permettent de faire des corrélations entre puits (ex : diagraphie du forage profond Mono1).
1. Archives géologiques
Les dépôts sédimentaires qui forment les strates comportent constituent d’excellentes archives. On
distingue :
➢ des sédiments détritiques (clastiques), formés par l’accumulation de débris solides résultant de
l’érosion, transportés par les cours d’eau ou les courants marins et qui se déposent sur le fond des
bassins dont l’eau est relativement tranquille (conglomérats, sables) ;
➢ des sédiments chimiques résultat d’une précipitation dans les eaux saturées (sel, gypse) ;
➢ des roches organogènes (biochimiques) formées par l’activité sécrétrice de certains animaux ou de
certains végétaux ; d’autres dépôts stratifiés autres que sédimentaires, essentiellement d’origine
volcanique (cendres).
2. Identification des couches : Notion de faciès
L'utilisation de la stratigraphie pose le problème de la reconnaissance des couches. La notion de
faciès tente de répondre à cette question en décrivant l'ensemble des caractères lithologiques et
paléontologiques qui permettent d'identifier les couches et d'en déterminer les conditions de formation.
L'application de cette notion permet d'établir des cartes de faciès qui traduisent la répartition
1
géographique des faciès à une époque donnée. Ainsi, toute roche enregistre dans son faciès l’histoire
de sa formation. Cette histoire, grâce aux principes et méthodes de la stratigraphie et à l’apport
d’autres disciplines de la géologie, peut être retracée par une analyse détaillée de divers éléments
(milieu et mode de formation, lithologie, forme géométrique des corps sédimentaires, limites de
couche, distribution géographique des couches, contenu fossilifère des roches et âge des couches).
3. Etablir de la succession chronologique des couches
Les principes fondamentaux de la stratigraphie permettent non seulement d'établir la succession
chronologique, verticale, des couches, mais d'en apprécier le développement horizontal, donc de
préciser la limite des océans et des terres émergées aux différentes époques géologiques.
Traitant ainsi principalement des roches sédimentaires, cette étude s'est étendue à tous types de
roches et à leurs relations chronologiques les unes avec les autres. Ceci nécessite un repérage dans le
temps ; pour cela, on retrouve une base de chronologie dans les objets étudiés : chronologie relative
(classement des phénomènes dans l’ordre de leur déroulement) et chronologie absolue (exprimée par
des durées chiffrées en millions d’années).
Ces notions, ont permis d'établir la continuité et les variations d'épaisseur des couches
sédimentaires, des lacunes (absence éventuelle de certaines d'entre elles), les périodes de transgression
et de régression.
4. Dater les Terrains
La stratigraphie est étroitement liée à la paléontologie qui permet, par l'identification de fossiles
caractéristiques (fossile de valeur stratigraphique), la datation des terrains (découpage des ensembles
sédimentaires en biozones) et l'établissement d'échelles stratigraphiques précises.
Les données stratigraphiques et paléontologiques jointes à l'utilisation de méthodes physiques
appropriées (étude sédimentologique des métaux lourds, paléomagnétisme, radioactivité de certains
éléments) ont abouti à établir un tableau chronologique ou échelle stratigraphique qui puisse servir de
calendrier pour les autres événements géologiques.
5. Reconstituer des paléomilieux
Aussi, l’étude de nombreux fossiles donc sans valeur stratigraphique (fossiles de faciès), demeure
nécessaire pour la reconstitution des paléomilieux.
II. METHODES STRATIGRAPHIQUES
1. Lithostratigraphie
La lihostratigraphie est l’étude des empilements sédimentaires, de leur constitution et leur
ogranisation dans l’espace et dans le temps. Ainsi il revient à différencier la nature des roches. Elle
aboutit à la définition d’unités lithostratigraphiques ou ensembles lithologiques homogène hiérarchisés
(plusieurs couches ---> membres ----> formations -------> groupe).
La couche est la plus petite unité stratigraphique. On la caractérise par son faciès c’est-à-dire à la
somme des caractéristiques lithologiques d’un dépôt sédimentaire. Les faciès peuvent varier
2
verticalement et horizontalement. Les faciès s’ordonnent en séquences (succession dans un ordre
reconnaissable) dont la succession dans le temps peut faire apparaître une rythmicité. Dans le détail, la
lithostratigraphie comprend une analyse de dépôts successifs et de leurs relations spatio-temporelles
(profils de dépôts, … ; analyse séquentielle).
2. La cyclostratigraphie est une extension de la lithostratigraphie qui consiste à repérer des rythmes et
cycles lithologiques à partir des paramètres quantifiables (nature de dépôts, épaisseur, composition
chimique), qu’on peut utiliser comme outils de corrélation et même leur affecter une durée, si l’on
arrive à connaître le mécanisme de commande.Elle est complétée souvent par des approches physiques
(susceptibilité magnétique, analyse automatique des couleurs des carottes) ou géochimiques (isotope
de l’oxygène), éléments traces (Mn), teneur en carbonate qui permettent de mettre en évidence des
rythmes de dépôts non ou mal exprimés au niveau de la lithologie.
3. Biostratigraphie
L’étude biostratigraphique débute par une étude paléontologique (étude des fossiles ou restes
d’organisme) sur le terrain. A partir de ces fossiles, on déterminera les biozones qui correspondent à
des intervalles de temps dans le but de donner un âge à une formation. Il s’agit de distinguer les strates
à partir de leur contenu paléontologique : on peut définir un faciès paléontologique (biofaciès). La
division de base de la biostratigraphie est la biozone. Elle est définie par un assemblage caractéristique
de fossiles. L’utilisation des fossiles pour l’établissement d’une échelle des temps géologique, est un
des fondements de la stratigraphie. Les méthodes paléontologiques reposent sur le fait que l’évolution
des flores et des faunes sont progressive et irréversible. Elle ne donne pas d’âge absolu mais constitue
un des meilleurs outils de chronologie relative.
4. Chronostratigraphie
On cherche à établir des correspondances entre les ensembles de couches et les intervalles de temps
(divisions géochronologiques). L’équivalent chronologique de l’étage est l’âge.
III. METHODES PHYSIQUES OU METHODES DE SUBSURFACE
Elle met en oeuvre la mesure directe ou indirecte de diverses caractéristiques physiques de la roche ou
de son contenu fluide ; par là on voit qu'elle contribue bien à la "description des strates".
Lorsque les roches que l’on veut étudier n’affleurent pas, on fait une étude dite de subsurface. Dans
ce cas, la géométrie des roches est définie indirectement (observation indirecte des couches en
profondeur grâce à des puits, forages, sondages) par des méthodes géophysiques (propagation des
ondes). Les données obtenues sont analysées par des géophysiciens et vérifiées par quelques forages
qui permettent d’identifier les roches représentées. Dans ce cas, deux méthodes permettent d’avoir une
image continue de la succession stratigraphique: l’analyse sismique et les diagraphies.
a) Sismostratigraphie ou stratigraphie sismique
Elle a pour objet de permettre une caractérisation soit d'un faciès, soit du contenu fluide éventuel.
En pratique la "réponse sismique", par l'analyse de ses caractères structuraux, renseigne sur plusieurs
3
propriétés stratigraphiques : le franchissement des couches-limites ou des couches de transition entre
deux faciès, la nature du faciès lui-même (ses variations plus ou moins rapides, épaisseur des
intercalations, variations de compaction), la disposition géométrique comme reflet de l'environnement
sédimentaire, des discordances et de l'histoire du dépôt.
b) L’analyse sismique ou la sismique réfraction de haute résolution
L’utilisation des données sismiques est la sismostratigraphie. Elle est fondamentale pour les études
des bassins. L’étude sismique est faîte pour établir la géométrie tridimensionnelle d’une structure
sédimentaire comme un bassin. Une onde émise en surface se propage dans toutes les directions à
travers les roches, se réfléchit et se réfracte de manière différente au niveau des limites et selon les
formations traversées puis revient en surface après un temps qui est fonction de la nature et de
l’épaisseur des couches traversée.
Dans ce cas il s’agit de mettre évidence les limites de couches qui sont autant de surface de
réflexion et de réfraction, modifiant le trajet des ondes sismiques. Les images sismiques intéressent
donc des paquets de couches que l’on peut suivre sur des distances importantes car l’analyse
s’effectue en continu soit sur terre soit en mer. Le traitement des données ainsi obtenues permet
d’obtenir des coupes sismiques (fig. 4) dont l’interprétation aboutit à diviser les séries étudiées en
unités
ayant
des
caractéristiques
semblables.
Fig. 4 : Coupe sismique
b) Méthodes diagraphiques : Diagraphie (ou log)
Une diagraphie (ou Electrostratigraphie) se définit comme : « Tout enregistrement continu en
fonction de la profondeur, des variations d’une caractéristique donnée des formations traversées par un
sondage » Les diagraphies sont une méthode indirecte d’analyse lithologique d’un forage auxquels
elles sont associées en vue d’une corrélation et la confection de cartes de faciès. Les séries traversées
peuvent être découpées ensuite en formation ou séquence selon les enregistrements obtenus. Les
paramètres mesurés sont : la densité, la porosité, la résistivité ; le potentiel spontané ; les diagraphies
nucléaires (gamma-ray ; neutron ; gamma-gamma) ; la diagraphie acoustique etc...
* Résistivité : Principe : passage de courant électrique entre 2 électrodes A (extrémité) et B (en
surface). On mesure ensuite la différence de potentiel entre M et N à distance fixe de A. Les valeurs
4
varient selon la composition de la roche, la présence des fluides présents dans les pores, de la texture
et la structure de la roche, de la température.
* Radioactivité naturelle gamma-ray (GR) : On utilise le compteur de scintillation au bout du
câble (fig.26). Elle dépend de la présence d’isotopes radioactifs dans les roches.
* Potentiel spontané (PS) : On mesure la différence de potentiel entre A et B et ceci en même
temps que la résistivité. Il dépend de la présence de certains minéraux, de la porosité, de la
perméabilité, de la salinité, de l’épaisseur des bancs et de la température.
c. Magnétostratigraphie
La Magnétostratigraphie est l’utilisation du magnétisme rémanent des roches sédimentaires pour
préciser leur position stratigraphique. L’inversion des pôles magnétiques par essence est un
phénomène global. Les inversions des pôles magnétiques sont le fondement de la
Magnétostratigraphie. Selon les temps chronologiques, on a une inversion des pôles magnétiques. Un
champ de polarité normale aura la même direction que le champ actuel et un même sens. Un champ de
polarité inverse aura la même direction mais un sens opposé.
Les inversions sont enregistrées dans les roches magmatiques et les sédiments ferromagnésiens. Les
particules s’orientent sans l’action du champ magnétique terrestre : il y a fossilisation du champ au
moment du dépôt. On parle d’aimantation rémanente. Cette fossilisation du champ magnétique
permet ainsi de révéler ses inversions de polarité. Le temps que met une inversion pour se réaliser est
de courte durée : on trouvera donc une faible épaisseur de dépôt.Toutefois, l’horizon ainsi formé donne
un repère d’extension mondiale (surface isochrone). Ces surfaces vont être datées par radiométrie.
Pour les études magnéto-stratigraphiques, on repère sur l’affleurement les différentes inversions, puis,
on les compare avec l’échelle standard (fig. ).
L’étude stratigraphique des roches permet donc de trouver les caractéristiques du champ
géomagnétique ancien, induisant une échelle magnétostratigraphique. La première échelle d’inversions
5
magnétiques est due à Cox, en 1963. Elle a été établie pour les 7 derniers millions d’années. Elle a ensuite
été mise au point pour le tertiaire, etc.… En général, la méthode de datation est réalisée avec le couple
Potassium/Argon. Chaque période a les mêmes propriétés et forme une magnétozone. La paléoposition
(ancienne position) des continents dans le passé géologique peut alors être connue, avec l’aide d’études
paléontologiques (identité des différentes faunes et flores), géologiques (présence de sutures, chaînes de
montagnes) ou typologiques (forme des continents).
IV - METHODES CHIMIQUES : CHIMIOSTRATIGRAPHIE
Le développement de la physique et de la chimie a permis de rechercher des phénomènes se
produisant de manière synchrone sur le globe terrestre tout entier.
La chimiostratigraphie est l’étude des éléments chimiques dans les sédiments dans le but de
reconstituer les paléo environnements). On utilise des fossiles spécifiques des environnements
(fossilisation de paramètres physico-chimiques de l’eau de mer) tels que les éléments traces (bore,
strontium par exemple) ainsi que les rapports isotopiques de certains éléments chimiques (Carbone,
Oxygène) et les carbonates. Les paramètres physico-chimiques de l’eau de mer varient et ces
variations sont fossilisées dans les sédiments au cours du temps. Ces variations ont donc une valeur
globale et peuvent servir de marqueurs stratigraphiques.
Il s’agit de modifications géochimiques, globales et brutales de l’environnement sédimentaire ; elles
sont à l’origine de surfaces isochrones, repérables et datables par la géochronologie. Par ex: Au
Crétacé supérieur, on trouve une forte concentration en iridium qui forme une surface isochrone).
Ce type d’analyse se fait sur des argiles et des carbonates ainsi que sur des foraminifères.
La chimiostratigraphie présente trois aspects :
- un aspect géochimique marqueur de l’environnement ;
- un aspect temporel permettant le calage de séries sédimentaires à partir de marqueurs chimiques
ou isotopiques bien identifiés (Par exemple, l’anomalie en iridium qui caractérise la crise
crétacé/tertiaire) ;
- un aspect de datation relative dans le cas où les courbes d’évolutions chimiques (par exemple,
courbe de Caco3 ; fig.3) ont été calées par les méthodes chronologiques.
6
V– LES GRANDS PRINCIPES DE LA STRATIGRAPHIE
Les concepts et méthodes de la stratigraphie sont fondés sur six principes ou lois : le
principe de l'uniformitarisme ou actualisme, le principe de l'horizontalité originelle, le
principe de superposition, le principe de continuité (latérale), le principe de l'identité et
corrélations paléontologiques et la loi de Walter. Ces principes sont d'une part des postulats,
qu'il faut vérifier par l'observation, et d'autre part des relations géométriques entre les
formations géologiques étudiées. La stratigraphie permet d'établir une chronologie relative
des terrains par l'application des principes suivants:
I - Les principes généraux
1 - Le principe de continuité latérale : une même couche a le même âge sur toute son
étendue. Lorsque dans une région donnée, plusieurs strates en différents endroits sont limitées
par le même mur (strate inférieure) et le même toit (strate supérieure) alors elles
correspondent à une unique couche dont l’âge est identique en chaque point de prélèvement.
Les lits des roches sont caractérisés par leur contenu fossile permet de suivre les strates d'un
affleurement à l'autre, ainsi, l'âge d'une strate étant le même sur toute son étendue.
Une strate continue est de même âge sur toute son étendue quel que soit son faciès » ainsi,
la surface de la terre, des strates de nature différentes du fait des différences de climat ou de
géographie lors de leur dépôt peuvent avoir le même âge.
2 - Le principe d'uniformitarisme ou actualisme (principe des causes actuelles)
7
C’est le raisonnement de base qui constitue toute reconstitution stratigraphique. Les
structures géologiques passées ont été formées par des phénomènes (tectoniques,
magmatiques, sédimentaires ou autres) agissant comme à notre époque.
Ce principe permet d'utiliser les observations actuelles pour expliquer des phénomènes et
des objets semblables du passé. On retrouve les mêmes lois dans le passé qu’à l’actuel. Le
principe est synthétisé par la citation suivante, ‘’Le présent est la clé du passé mais pas la
réplique du passé (Debyser)’’. La clé du passé se découvre à partir de l’observation et de la
compréhension du présent. On a besoin de comprendre l’actuel pour pouvoir comprendre le
passé. Cela signifie que les phénomènes actuels sont de même nature que les phénomènes
anciens.
Selon la loi de corrélation de faciès ou loi de Walther (1893), « On ne peut rencontrer en
superposition que les faciès et les provinces de facièsgéologiques qui sont juxtaposés à
l’heure actuelle ».Par cette loi, Walther précise, conformément au principe de l’actualisme,
que lesexplications génétiques les plus satisfaisantes des phénomènes anciens s’obtiennent
par analogie avec des phénomènes géologiques actuels.
L’application de ce principe comporte toutefois des limites liées essentiellement au
caractère changeant de la distribution des continents et des océans, du climat, du milieu et de
la biosphère. Les phénomènes qui leurs sont liés peuvent conduire donc à des résultats qui
varient en fonction des diversités environnementales et biologiques dans lesquelles ils
opèrent
Ce principe est simple mais possèdent quelques limites :
1) l’homme du fait la brièveté de sa vie ne peut observer qu’une infime partie des
phénomènes car on sait que les phénomènes géologiques s’échelonnent sur une longue
période.
2) Certains facteurs géologiques ont évolué au cours du temps.
3) on ne retrouve pas actuellement en formation beaucoup d’éléments qui avaient existé
dans les formations géologiques.
3 - Le principe d'identité paléontologique
Ce principe n'est pas lié aux rapports géométriques entre les couches, mais à la
paléontologie. Deux couches ayant les mêmes fossiles sont considérées comme ayant le
même âge. Ce principe repose sur l’identification des strates en fonction de la nature des
roches (litho faciès) et de l’ensemble des fossiles qu’elles contiennent (bio faciès). On a pu
mettre en évidence que les strates contiennent des fossiles caractéristiques et qui différent le
plus souvent d’une couche à l’autre.
8
Fig. : Principe continuité / identité paléontologique
Superposition des couches.
Les principes stratigraphiques doivent répondre à trois critères : Ø Appartenir à une espèce
ayant une représentation très limité dans le temps. Ø Présenter une vaste représentation
géographique pour permettre de comparer des roches sur toute la surface du globe. Ø Etre
abondante de manière à augmenter la probabilité de les retrouver. Les fossiles réunissant ses
caractéristiques sont en général des animaux ou des végétaux marins de taille
microscopique.
II - Les relations géométriques entre couches
1 - Le principe de superposition
9
En l'absence de bouleversements structuraux, une couche est plus récente que celle qu'elle
recouvre et plus ancienne que celle qui la recouvre. Ainsi en l'absence de bouleversements
structuraux les couches se déposent les unes sur les autres dans un ordre chronologique
décroissant : une couche est plus récente que celle qu'elle recouvre et plus ancienne que celle
qui la recouvre (les plus anciennes sont à la base et les plus récentes sont au sommet). Ce
principe s’applique aisément à toutes les roches qui ont une structure stratifiée (sédiment
océanique, coulée de lave…)
C'est le principe le plus ancien en géologie, il a été formulé dès le XVIIe siècle par Nicolas
Stenon. Avec ce principe on a l’introduction de la notion de datation relative. Il est donc le
principe fondamental de la stratigraphie et de la datation relative.
Fig. : superposition des couches dans une terrasse alluviale
➢ Dans les terrasses fluviatiles (alluvions), les terrains présentent une organisation
différente. Les terrains les plus récents sont près de la rivière, en position basse
2 - Le principe d'horizontalité
Les couches sédimentaires se déposent horizontalement ; une séquence sédimentaire qui
n'est pas en position horizontale a subi des déformations postérieures à son dépôt.
3 - Le principe d'inclusion
Les morceaux de roche inclus dans une autre couche sont plus anciens que leur contenant.
Dans certains cas, ce principe peut aussi être appliqué à l'échelle des minéraux
10
(métamorphisme, inclusions dans un minéral (fig.). Des galets issus de l’érosion, contenus
dans une roche détritique sont antérieurs.
4 - Le principe de recoupement
Les couches sédimentaires sont plus anciennes que les failles ou les roches qui les recoupent.
Ce principe est donc applicable à tous ces objets. Toute structure est plus récente que celle
qu’elle recoupe. Par exemple, un plissement qui affecte plusieurs strates sédimentaires s’est
déroulé lors d’une orogénèse postérieure au dépôt de la dernière couche des sédiments. Ce
principe, largement appliqué, permet de reconstituer une datation relative des structures et de
préciser l’ordre de leur formation.
Une couche modifiée par un événement géologique (pli, intrusion, faille, érosion) est
antérieure à cet événement. Une faille (ou un pli) est plus récente que la couche qu’elle
recoupe (fig. 19). L’étude des relations géométriques entre les objets géologiques constitue
un outil précieux car elle élargit le champ d’étude à l’ensemble des structures et phénomènes
géologiques (minéraux, roches, déformations, métamorphismes, magnétismes…).
fig.
11
Fig. 10-16 : Déterminer l’Ordre de succession des évènements géologiques subit par ces
terrains
Fig. 17 : Déterminer l’Ordre de succession des évènements géologiques subit par ces terrains .
III- Quelques exceptions aux principes
Pour chacun de ces principes on peut trouver des exceptions. Ces exceptions dépendent du
mode de sédimentation et de l'échelle à laquelle on les observe :
12
- Les nappes alluviales les plus récentes peuvent être déposées après l'encaissement de
la vallée et être plus basses que les alluvions antérieures (Fig.8B ; néanmoins, les alluvions
récentes ne sont pas recouvertes par les plus anciennes).
- Les dépôts fluviatiles et deltaïques ne se déposent pas horizontalement, mais en
sédimentation oblique.
- Les sédimentations bio-construites ne sont pas obligatoirement horizontales (un récif
corallien n'est pas horizontal par exemple).
- Une superposition de couches ne permet pas d'appliquer le principe de superposition
si elle est renversée (plan inclinée par plissement par exemple).
IV - STRATIGRAPHIE ET ARCHEOLOGIE
L'archéologue utilise les mêmes principes que le géologue, mais en recherchant à
différencier les strates qui contiennent du mobilier archéologique lié à l'anthropisation passée
de l'environnement ce qui permet souvent une datation de celles-ci.
Les différentes couches, ou unités stratigraphiques, permettent la caractérisation et la
datation d'une activité humaine sur un site fouillé. Elles sont le résultat de l'accumulation de
sédiments, d'apports humains, de matériaux de destruction, d'incendie, etc.
Une coupe stratigraphique permet de mettre en évidence les différentes couches présentes
qui sont autant de différents phénomènes liés à l'activité humaine. Celles-ci sont distinguées
les unes des autres par leurs caractéristiques physiques et leur mobilier.
La coupe stratigraphique constitue donc un panorama de cette activité à un endroit donné,
de la première trace de présence humaine à aujourd'hui. Ces couches sont datées par
Archéométrie .
V. STRATIGRAPHIE SEQUENTIELLE
La stratigraphie séquentielle est une méthode dont l'objectif est celui de la stratigraphie au
sens premier du terme : accéder aux relations géométriques et chronologiques à l'intérieur
d'ensembles sédimentaires. Son propos est de définir des unités sédimentaires limitées par des
surfaces à valeur temporelle qui correspondent à des périodes particulières de variation du
niveau marin.
La stratigraphie séquentielle est ainsi un outil permettant de reconnaître et de quantifier les
modalités de remplissage des bassins sédimentaires. Ses concepts ont été élaborés par un
groupe de géologues pétroliers (Van Wagoner et al., 1988).
• Corrélations séquentielles
Par rapport aux corrélations lithostratigraphiques, les corrélations séquentielles ont l'immense
avantage de s'affranchir des faciès et de représenter des lignes temps valables à l'échelle d'un
13
bassin. Encore faut-il s'assurer que les séquences que l'on observe résultent de phénomènes
régionaux et non locaux: des séquences de comblement d'un chenal par exemple ne sont pas
des phénomènes à l'échelle d'un bassin.
On le voit, un même phénomène a des conséquences variées sur l'évolution des sédiments, en
fonction du milieu de départ, mais partout, l'évolution se fait dans le même sens. La Fig. II.5
schématise les corrélations séquentielles entre trois coupes échelonnées du littoral à la plateforme externe. Chacune des séquences est régressive et la succession est progradante. La
différence entre les corrélations lithostratigraphiques (diachrones) et les corrélations
séquentielles (synchrones) est évidente. Il faut noter que les corrélations séquentielles sont
facilitées lorsque l'on utilise des "motifs" caractéristiques, par exemple une séquence
régressive suivie d'une séquence transgressive très affirmée, etc.
Fig. : géométrie des surfaces de contact entre corps sédimentaires lors du remplissage d'un
bassin.
Par ailleurs, l'empilement des couches sédimentaires donne naissance à des unités dont la
géométrie est variable. Les termes utilisés pour préciser les caractéristiques des transitions
entre ces unités sont illustrés à la Figure :
- Onlap se dit de couches à pente faible venant buter sur des couches plus inclinées ;
- downlap se dit de couches à pente forte venant reposer sur des couches à pente faible.
• Successions sédimentaires et variations du niveau marin
Les recherches actuelles montrent que la plupart des successions sédimentaires
correspondent à des variations cycliques du niveau marin. Les modalités de l'empilement des
couches et leur interprétation en termes de variations du niveau marin sont décrites par la
stratigraphie séquentielle.
Les séries sédimentaires s’organisent en une succession logique de séquences contrôlées
par les fluctuations du niveau relatif des mers. Par la visualisation de phénomènes
sédimentaires au niveau des bassins, les techniques sismiques ont permis de comprendre le
contrôle de la sédimentation et quel était le rôle prépondérant du niveau marin.
A l'échelle globale les déplacements de la ligne de rivage sont strictement liés aux
variations relatives du niveau marin.
14
Dans l'ensemble des séries sédimentaires, la succession des termes lithologiques/faciès
caractérise l'évolution des milieux de dépôt. Cette évolution verticale présente des coupures
"naturelles", définissant des séquences. Chaque séquence est caractérisée par ses limites, son
contenu (faciès) et la nature et le sens de ses variations (Fig.).
• Les séquences
Les séquences peuvent être caractérisées par le sens d'évolution des faciès qui les constituent:
il existe ainsi des séquences régressives et transgressives. Suivant l'environnement de dépôt,
ces séquences régressives et transgressives sont évidemment constituées de successions de
faciès différents.. On caractérise souvent ces séquences par une expression soulignant la
variation d'un paramètre sédimentologique: "coarsening upward", "thickening upward",
"fining upward", etc.
Les séquences de dépôt sont des unités stratigraphiques composées d'une succession
relativement conforme de strates génétiquement liées et limitées à leur sommet et à leur base
par des discordances ("unconformities") et leurs surfaces corrélatives. Leur épaisseur est
décamétrique à pluridécamétrique, leur durée est comprise entre 1 et 5 Ma (Figs II.9, II.10).
Suivant les variations de potentiel d'accommodation, plusieurs types de surfaces
remarquables délimitant des corps de géométrie différente (ce sont les "cortèges de dépôt" ou
"systems tracts") peuvent être définis. La période d'accommodation minimale (point
d'inflexion de chute) induit une surface d'érosion en domaine continental ("unconformity") et
un déplacement brutal des faciès continentaux vers la mer ("downward shift").
La surface de transgression ou de première inondation ("flooding surface", FS) est le point
d'inversion entre une tendance à la progradation et une tendance à la rétrogradation (Fig.
I.5.3).
La surface d'inondation maximale ("maximum flooding surface", MFS) est le point
d'inversion entre une tendance à la rétrogradation et une tendance à la progradation. Le
prisme de bas niveau ou de bordure de plate-forme, progradant ("lowstand systems tract",
"shelf margin systems tract") est compris entre l'unconformity et la surface de première
inondation.
Le cortège transgressif, rétrogradant ("transgressive systems tract") est délimité par la
surface de première inondation et la surface d'inondation maximale. Le prisme de haut
niveau, aggradant puis progradant ("highstand systems tract") est compris entre la surface
d'inondation maximale et l'unconformity.
Grâce aux surfaces à valeur temporelle (unconformity et maximum d'inondation), le
modèle de dépôt ainsi construit permet d'associer simplement lithostratigraphie et
chronostratigraphie.
La stratigraphie est basée sur l’interprétation des séquences de dépôts, (successions
ordonnées contrôlée par les variations relatives du niveau marin), et de cortèges
sédimentaires (ensembles de sédiments contemporains de bordure de bassin). On distingue :
15
- un cortège de bas niveau marin (PBN) ; on a une période de comblements en bas niveau
marin terminée par une surface de transgression ;
- montée de niveau marin donnant un intervalle transgressif (IC) qui est terminé par une
surface d’inondation maximale.
- prisme de haut niveau marin (PHN). Il y a une sédimentation à la fin de la montée
eustatique. Son étal et la baisse du niveau marin.
- prisme de bordure de plate-forme : PBP (commence le cycle suivant).
Notons que les turbidites et les tempestites constituent également des séquences, mais dont la
mise en place a un caractère instantané par rapport à l'histoire du milieu de dépôt: ces
séquences n'enregistrent donc pas d'évolution temporelle de l'environnement.
L'identification des séquences doit être faite dès le levé de terrain. C'est lors du banc par banc
que se révèlent les divers types de surfaces remarquables: fonds durcis, limites érosives,
changement brutal de faciès qui soulignent en général les limites de séquences. Après
l'examen pétrographique et la définition des faciès et microfaciès, l'examen de la courbe
lithologique aide aussi à l'identification des séquences.
• Types de séquences
Si l'on envisage l'évolution des séquences au sein d'un corps sédimentaire, toujours par
rapport à la paléoligne de rivage, il est possible de distinguer trois types de successions (Fig.
II.3): des successions rétrogradantes (rétrogradation) où les séquences sont en translation vers
le domaine continental.
Ces successions sont caractérisées généralement par un amincissement progressif et
l'occurence de plus en plus fréquente de faciès distaux;
- des successions progradantes (progradation) où les séquences sont en translation vers le
bassin. Ces successions sont caractérisées par un épaississement progressif et l'augmentation
des faciès proximaux;
- des successions aggradantes (aggradation) où les séquences sont en empilement vertical, en
position relative déplacée soit vers le continent, soit vers le bassin.
16
A
B
Fig. A: successions progradante, rétrogradante et aggradante par rapport à la paléoligne de rivage. Fig. B:
corrélations séquentielles et diachronisme des faciès. D'après Proust (1994).
• Notion d'accommodation: contraintes stratigraphiques
Un des apports majeurs des concepts développés par Exxon est la notion
d'"accommodation". Il s'agit de l'espace disponible à tout instant pour piéger, en domaine
marin, les sédiments. Le paramètre le plus fondamental est en réalité la vitesse de création ou
de suppression de l'espace disponible ou potentiel d'accommodation, représenté par la dérivée
première de la courbe de variation du niveau marin relatif. Les points critiques sont, non pas
les minima et maxima, mais les points d'inflexion.
Au point d'inflexion de chute, la vitesse de création d'espace disponible est minimale. Il
peut être minimal mais positif quand la vitesse de subsidence est supérieure à la vitesse de
chute du niveau de la mer. Il est négatif dans le cas contraire. La tendance du système littoral
est à la progradation maximale avec simple transit ou érosion en domaine continental. Au
point d'inflexion de montée, la vitesse de création d'espace disponible est maximale. La
tendance du système littoral est à la rétrogradation/aggradation verticale maximale. Ces
contraintes stratigraphiques sont valables quelque soit la fréquence de la variation du niveau
marin relatif et donc quelque soit l'ordre des séquences.
• Les paraséquences
Les paraséquences sont les plus petites séquences de dépôts corrélables à l'échelle d'un
bassin sédimentaire. Leur épaisseur est comprise entre 1 et 10 m. Leur durée est variable et
comprise entre 20 et 900 Ka. Elles sont définies, en milieu marin entre deux surfaces de
première inondation ou surfaces de transgression. Les paraséquences sont les briques
élémentaires de la stratigraphie.
17
Les séquences de dépôt ("unconformity bounded-units") de durée supérieure à 1 Ma
•
Transgression et régression
Ce sont des processus qui se matérialisent par le déplacement vers le continent ou vers le
large, de la ligne de rivage. Ces déplacements dérivent de la montée ou de la baisse relative
du niveau marin. Suite à ces mouvements, les différents milieux d'érosion ou de
sédimentation se déplacent dans un sens ou dans l'autre. Ceci provoque le déplacement latéral
et donc la superposition de milieux différents.
18
Une régression peut être provoquée aussi ⇒ par une simple progradation de corps
sédimentaires à accroissement latéral (delta, récif) sans aucune variation relative du niveau
marin ⇒ par des mouvements tectoniques sur les marges continentales (soulèvement).
Une transgression peut être provoquée aussi par des mouvements tectoniques sur les
marges continentales (subsidence). Au cours d'une transgression, la lithologie et les fossiles
indiquent des milieux de plus en plus profonds de la base vers le sommet de la série
(mesoséquence d'approfondissement). Ils sont moins profonds, du bas vers le haut, dans une
régression (mesoséquence de comblement).
19
20
CHAPITRE 4 – LES CATEGORIES STRATIGRAPHIQUES
Les études stratigraphiques ont permis de définir des unités stratigraphiques qui sont des strates ou
assemblages de strates reconnues comme unités distinctes sur la base de certains caractères des roches
qui les composent. On distingue trois catégories stratigraphiques qui rentrent dans l’établissement de
l’échelle stratigraphiqueinternationale. Il s’agit de :
➢ la lithostratigraphie (critères lithologiques: différents types de roches) ;
➢ la biostratigraphie (critères paléontologiques: différents types de fossiles) ;
➢ la chronostratigraphie(critères isotopiques ; divers radioéléments).
I - LITHOSTRATIGRAPHIE
La lithostratigraphie étudie les caractères lithologiques des ensembles rocheux et de leur organisation.
Dans cette approche, les fossiles présents sont considérés comme des particules servant à définir les
roches (exemple : Calcaire à Togocyamus seefriedi).
Cette stratigraphie constitue le fondement de la géologie descriptive. Elle est à la base des levés de
terrain, et de la représentation de la formation de cartes géologiques.
La stratigraphie est l’élément de référence de l’histoire géologique, la formation en étant l’unité de
base. La formation a une histoire géologique régionale. C’est l’unité stratigraphique fondamentale pour
décrire et interpréter la géologie d’une région. C’est un paramètre cartographiable. La nomenclature est
soumise à des lois internationales : la formation est caractérisée par des caractères lithologiques
particuliers suivis par le nom du lieu où elle est la plus caractéristique (ex : Calcaires de Tabligbo).
L’échelle lithostratigraphique : La méthode la plus simple d'établir une histoire se base sur l'examen
des rapports géométriques entre les unités considérées. Elle repose sur le principe de superposition, c'està-dire que toute couche géologique est plus récente que celle qu'elle recouvre. En combinant les diverses
coupes d'une région et en appliquant ce principe, le géologue peut reconstituer une succession des
lithologies rencontrées, c'est-à-dire une échelle chronologique relative (plus jeune ou plus vieux que).
C'est une échelle lithostratigraphique(ex : construire l’échelle lithostratigraphique du bassin côtier
togolais).
Pour des raisons pratiques, le géologue va subdiviser cette succession en unités sur base des
caractéristiques lithologiques des ensembles définis (un certain nombre de caractères qui permettent
assez commodément de les reconnaître et qui sont ainsi directement accessibles à l'observation), tout en
tenant compte de leur position dans l'échelle stratigraphique relative. Ce sont les unités
lithostratigraphiques.
A - Les unités lithostratigraphiques
Les subdivisions lithostratigraphiques sont fondées sur la nature des terrains indépendants de leur
contenu en fossiles. La plus petite subdivision est la couche. L'unité lithostratigraphique de base est la
formation (suffisamment homogène pour être reconnaissable en ses divers points sur le terrain ou en
forage). Les formations peuvent éventuellement être organisées en groupes et subdivisées en membres.
Ces derniers sont subdivisés en couches (ou strates) qui sont les plus petites unités. Plusieurs couches
constituent un membre ; plusieurs membres constituent une formation et plusieurs formations un groupe.
On ainsi distingue plusieurs unités lithostratigraphiques : Groupe, formation, membre, strate ou couche,
lamine ou varve.
1
Les unités lithostratigraphiques
1) La formation
Une Formation est une unité lithologique propre à une aire particulière et utilisable pour la
cartographie géologique. Aussi, une Formation est une unité stratigraphique de base, caractérisée par :
- Une certaine homogénéité façiologique : elle souvent figurée sur les cartes géologiques.
- Epaisseur variable : du mètre au kilomètre
- sa lithologie et peut aussi contenir une faune caractéristique
Nomenclature : Le mot Formation (et Membre) ainsi que le nom de l’unité commencent toujours par
une majuscule (ex : Calcaires de Tabligbo du bassin côtier togolais).
On regroupe en général au sein d’une formation des couches déposées dans des conditions semblables
et se présentant sous des faciès voisins (on évite de mettre au sein d’une même formation des dépôts
continentaux et marins). Elle est définie dans une localité bien définie appelée et alors stratotype.
Les formations s’associent en groupe (ex : le Groupe de Tabligbo du bassin côtier togolais qui comprend
trois formations ; fig. 27).
Fig. : Le Groupe de Tabligbo composée de 3 formations (Bassin côtier togolais ; Carrière de Tabligbo),
(Da Costa, 2005)
2
3) LES STRATOTYPES
Un stratotype une coupe type choisie comme référence pour la définition et l’identification d’une
unité ou d’une limite stratigraphiques. Un stratotype doit obéir à plusieurs critères pour être retenu :
- Reconnaissance internationale (publication) ;
- repérage géographique indispensable de la coupe sur une carte (coordonnées) : localité type, à
défaut il faut faire une description précise de sa localisation ;
- Bonne définition géologique de son contenu (lithologique, minéralogique, paléontologique) ;
- Photos légendées ou coupes ou logs lithologiques ;
- Bonne définition des limites inférieure et supérieure ;
- Accès facile (au moins aux chercheurs) ;
3
- Information de la communauté scientifique (publication officielle).
➢ Différents types de (strato)types
- Holo(strato)type : stratotype originel défini par l’auteur. C'est la coupe de référence historique.
- Para(strato)type : stratotype supplémentaire utilisé par l’auteur pour complément d’information.
- Lecto(strato)type : stratotype choisi a posteriori faute d’une bonne définition du stratotype.
- Néo(strato)type : nouveau stratotype choisi pour remplacer l’holostratotype disparu (cas des
comblements de carrières, etc.., soit parce qu'il s'avère avoir un contenu trop peu représentatif).
- Hypo(strato)type : stratotype défini a posteriori pour compléter la connaissance d’une unité ou d’une
limite (domaine paléogéographique différent). Coupe supplémentaires définie dans d'autres domaines
de faciès ou d'autres provinces paléontologiques que l'holostratotype.
Stratotype du Givetien
➢ Stratotype de limites ou"Boundary stratotypes"
Les "Boundary stratotypes" sont proposés, pour fixer en un seul lieu la limite commune de deux
étages (au lieu de la fixer deux fois, sur l'un des stratotypes comme la limite inférieure de l'étage
supérieur et sur l'autre comme limite supérieure du précédent). Leur intérêt est d'éviter les problèmes de
hiatus ou de chevauchements entre limites définies sur des coupes distantes les unes des autres Donc il
y a définition non pas d'une tranche complète, avec ses 2 limites, mais d'une seule limite ("golden spike")
au sein d'une coupe de référence qui peut être verticalement peu développée.
4
3) Membre
Les formations sont subdivisées en membres. On ne retrouve pas tous les membres partout pareils.
Exemple dans le bassin togolais: sables fin et siltites micacées à terriers (= membre inférieur de la
Formation de Kpogamè), Sables moyens à grossiers à stratifications obliques et entrecroisées (= membre
supérieur de la Formation de Kpogamè).
4) Couche ou strate : Les membres sont subdivisés en couches ou strates, eux-mêmes subdivisés en lits
ou lamines ou varves. Une couche étant décrite par son contenu lithologique, minéralogique et
paléontologique.
5) Horizon repère
Un Horizon repère est une formation très caractéristique, de faible épaisseur, qui sert de repère à l’échelle
locales (niveau condensé) ou globales (niveau cinéritique, niveau argileux à fort taux d’iridium
caractéristique de la crise de la fin du Crétacé…). Ex : le niveau glauconieux du sommet des Calcaires
de Tabligbo, qu’on retrouve aussi au Bénin au-dessus des calcaires d’Onigbolo et au Nigéria (sommet
des calcaires d’Ewekoro).
5
➢ Unités lithostratigraphiques et l’analyse séquentielle
Sur le plan de la dynamique de leur mise en place et de l’analyse séquentielle, les unités
lithostratigraphiques peuvent être décomposées en séquences délimitées par des surfaces (limite
inférieure et limite supérieure) qui matérialisent le début et la fin du phénomène responsable de leur
mise en place ; l’épaisseur des séquences est liée uniquement au taux de sédimentation.
La séquence élémentaire se dépose dans le cadre d’une évolution générale de comblement, elle
correspond à l'unité de base dans une analyse séquentielle.
Une mégaséquence est l'ensemble des sédiments (séquences élémentaires) déposés au cours d'un
événement sédimentaire. Son évolution peut être d'approfondissement à la base et de comblement au
sommet (mégaséquenc dite cyclique, composée de deux mésoséquences) ou uniquement de
comblement. Le moteur responsable de la création des mégaséquences cycliques ne peut être qu’un
moteur lui-même cyclique : variations relatives du niveau marin
II - BIOSTRATIGRAPHIE ET BIOCHRONOLOGIE
L'utilisation des fossiles comme marqueurs de temps est couramment adoptée aujourd'hui par une
grande majorité de professionnels touchant aux sciences de la Terre. Ces fossiles permettent de
découper la roche dans le temps et l’espace. Cet outil, résulte de dizaines d'années de travaux de
paléontologues qui ont établi de nombreuses biozonations qui se basent sur un grand nombre de
microfossiles, tant marins que lacustres. Ces biozonations distinctes sont ensuite corrélées entre elles,
ce qui donne alors un premier cadre plus précis des temps fossilifères. On joint ensuite au tableau
final les biozonations fondées sur le même principe à partir de macrofossiles, tels que les Graptolithes
et les Trilobites pour le Paléozoïque (de 540 à 245 Ma) ou les Ammonites pour le Mésozoïque (de
245 à 65 Ma).
A. LA BIOSTRATIGRAPHIE
La biostratigraphie est la subdivision des couches par leur contenu biologique (microfossiles,
macrofossiles, pollens) ou encore la biostratigraphie est l’étude des strates sédimentaires basée sur
leur contenu fossilifère. L'unité fondamentale en biostratigraphie est la biozone. Son établissement
dépend de son contenu fossilifère. Elle est basée sur le principe d’irréversibilité du mécanisme
d’évolution des espèces au cours des temps géologiques..
Le but de la biostratigraphie est la classification des couches en fonction de leur contenu fossilifère
(fossile autochtone). Elle permet de faire des corrélations et de dater les couches. Dans ce cadre, les
fossiles sont utilisés comme des instruments de datation des unités lithostratigraphiques et donc de
corrélation ou indicateurs des paléomilieux (écostratigraphie ou paléoécologie) et non comme
éléments lithologiques. A l'état actuel des connaissances, l'évolution biologique (matérialisée par les
biozones) est le meilleur moyen pour dater.
•
Matériel d’étude
Les couches sédimentaires sont subdivisées en biozones fondées sur les premières et les dernières
occurrences d'espèces sélectionnées ou taxons. Le matériel d’étude en biostratigraphie est constitué
de fossiles appartenant à des groupes variés (macrofossiles et microfossiles, palynomorphes) (fig. ).
6
Les taxons, les plus sollicités, sont ceux qui ont, à la fois, une durée de vie très courte et dont la
répartition géographique est la plus vaste possible, c’est-à-dire ceux qui avaient un mode de vie
planctonique (fossiles stratigraphiques). De tels taxons sont connus sous une variété de noms,
comprenant espèce "marqueur", espèce "index", espèce "guide" ou espèce "indicateur".
Chaque taxon a une durée de vie limitée. Les niveaux d'apparition et d'extinction de ces espèces
sont appelés biohorizons ("datums" en anglais). Le moment de leur apparition (FAD ou First
Appearence Datum) et celui de leur disparition définissent des bio-événements (LAD ou Last
Appearence Datum), qui découpent les temps géologiques en tranches dites biozones.
Ainsi, la présence d'un taxon au sein d'une roche sédimentaire permet de la placer dans l’échelle
des temps géologiques ou de lui assigner un âge.
Avant d’envisager de faire parler un fossile, il convient, quelle que soit sa taille, de le déterminer
et de le situer à son rang hiérarchique (ou taxon) dans le monde vivant. Une détermination précise
exige de disposer d’une documentation importante car il faut savoir que les spécialistes estiment à
plus de 100.000 le nombre des espèces de microfossiles.
7
➢ Biozones et biozonation
• Importance des fossiles stratigraphiques
Biozonation
L’enchaînement vertical des espèces permet de définir les biozones en considérant soit la première
apparition de l’espèce (FAD), la durée de vie des espèces ou la disparition des espèces (LAD). Les
limites des couches sont données par l’apparition et/ou la disparition de taxon(s).
• durée de vie = extension verticale (épaisseur)
• disparition = LAD " Last Appearence Datum " (limite supérieure)
• apparition = FAD " First Appearence Datum " (limite inférieure)
Fig. 28 : Les différents types de biozones
8
Chaque biozone est délimitée par deux bio-événements (FAD, LAD). Les ensembles sont définis
par la coexistence d’au moins trois taxons. On distingue plusieurs types de biozone ou zone (fig. 29):
Zone de lignage, Zone d'association, Zone d'extension (range zone), Zone d'extension concomitante,
Zone d'intervalle, Zone de coïncidence,……
9
fig.30
En analysant la répartition de quelques fossiles présents dans les roches de la colonne
lithostratigraphique, les biostratigraphes ont pu définir 7 biozones.
*
10
Fig. 31 : Coupe du forage C6 (bassin côtier togolais). Le forage C6 recoupe les calcaires de
Tabligbo à 59 m. Ces calcaires ont été datés à l’aide de foraminifères ; la partie sommitale de
ces calcaires datée du Paléocène supérieur correspond à la biozone P5 ou biozone à
Morozovella velascoensis (marqueur de zone) ; il s’agit d’une zone de distribution totale.
➢ Importance des biozones
Les paléontologues ont reconnu différents types de biozones basées sur l'extension
stratigraphique d'une ou plusieurs espèces. Le but de l'utilisation de différents types de zones
est d'établir des intervalles stratigraphiques distincts représentant de courtes fractions de
l'enregistrement du temps géologique. La reconnaissance des zones permet d'établir l'âge
relatif, ou chronostratigraphie, d'une section sédimentaire basée sur la succession connue
d'espèces fossiles au cours des temps géologiques, suivant les modalités de l'évolution
biologique.
Au cours du demi-siècle dernier, les occurrences des fossiles et les biozones successives ont
été intégrées avec les données paléomagnétiques et les âges radiométriques partout dans le
Monde de façon à construire et calibrer une robuste échelle des temps géologiques.
Des biozones bien datées peuvent être corrélées avec des sections très distantes dans lesquelles
les données paléomagnétiques ou autres outils de datation font défaut, étendant l'application de
l'échelle des temps au Globe entier. Ces principes ont été appliqués à tout le Phanérozoïque
(quelques 540 millions d'années), dans des sections continentales et océaniques.
11
Les limites de biozones sont considérées comme synchrones dans tout le bassin sédimentaire
et peuvent servir de critère chronostratigraphique : l'extension verticale d'une biozone
correspond alors à un certain laps de temps qui peut être reconnu sur de grandes distances. Les
biozones permettent dès lors d'établir des corrélations fiables entre les formations de diverses
régions mais une carte biostratigraphique n'aurait guère de sens pour un non spécialiste.
Chaque biozone se voit attribuer le nom de son taxon de référence, ou bien est désignée
selon un code constitué d'un numéro précédé d'une ou plusieurs lettres, pouvant correspondre
au groupe de microfossiles ou à la période concernés. Par exemple, P pour les foraminifères
planctoniques du Paléogène ou NP pour le nannoplancton du Paléogène (Fig. ). La durée
moyenne de la biozone est de 1 million d’années (Ma).
B. LA BIOCHRONOLOGIE
12
La biochronologie, basée sur l’étude du contenu paléontologique (les fossiles) des couches
géologiques), permet de connaître l’âge relatif de certains terrains. Elle établit une succession
dans le temps des gisements en fonction des faunes qu’ils renferment car chaque époque
identifiée de l'histoire de la Terre possède ses propres espèces animales, et souvent sa propre
flore. On peut ainsi, pour chaque espèce, et suivant son degré d'évolution, déterminer à quelle
époque elle vivait.
La découverte d'ossements dans une couche archéologique peut rapidement être datée par
la proximité d'autres espèces animales ou de plantes dont on connaît par ailleurs l'âge. Cette
méthodologie est souvent complétée par d'autres méthodes afin d'affiner la datation. Ex : La
datation du crâne de Toumaï. Afin d'estimer l'âge de Toumaï, une première datation a été
effectuée par les scientifiques qui se sont basés sur les restes fossiles de Proboscidiens et de
Suiformes trouvés dans les mêmes conditions, sur le même site.
Pour dater les gisements paléontologiques et plus spécifiquement les sites à hominidés
(homme et ses ancêtres) fossiles, il existe plusieurs méthodes. Celles-ci peuvent être regroupées
en 2 catégories : les datations absolues et les datations relatives. Les premières, fondées sur la
composition chimique des ossements ou des sédiments qui les renferment, donnent directement
un âge (par exemple 1,5 million d’années, 500 000 ans…). C’est une méthode de datation
relative qui a l’avantage d’être simple et rapide. Cependant, elle reste assez imprécise et
nécessite d’autres fossiles à proximité dans la même couche.
III – CHRONOSTRATIGRAPHIE
La chronologie est l'étude de la localisation des événements dans le temps, ex : une
chronologie de l'évolution, une chronologie des temps géologiques...
La chronostratigraphie est une branche de la stratigraphie dont l'objet est l'étude de l'âge des
couches de roches en relation au temps. ou Partie de la stratigraphie relative à l'organisation et
à la division des différentes strates de l'écorce terrestre en unités correspondant à des intervalles
de temps géologique et fondées sur leurs relations d'âge. : Définir les intervalles de temps .
La nomenclature stratigraphique standard est le système chronostratigraphique basé sur des
intervalles de temps paléontologiques définis par des assemblages de fossiles connus
(biostratigraphie). La méthode utilisée dérive des principes de superposition et d’inclusion.
L'objectif de la chronostratigraphie est de diviser la succession des couches en unités
correspondant à des intervalles de temps, quelles que soient les lithologies rencontrées. Les
roches qui se sont déposées pendant le même intervalle du temps géologique appartiennent à
la même unité chronostratigraphique.
Les unités chronostratigraphiques sont des unités de référence servant de base aux
corrélations ». Une unité chronostratigraphique représente un ensemble de couches auquel on
fait correspondre des intervalles de temps (temps qui équivaut au temps nécessaire à son dépôt).
13
La durée correspondant au dépôt des-dites couches est une unité géochronologique. La division
de base est l’étage.
La chronostratigraphie repose largement sur la géologie isotopique et sur la géochronologie
pour obtenir une datation brute d’unités rocheuses connues et bien définies contenant des
assemblages spécifiques de fossiles définis par le système stratigraphique.
Tabl. Liens entre la lithostratigraphie et la chronostratigraphie.
1) Divisions chronostratigraphiques
En stratigraphie, les divisions chronostratigraphiques sont caractérisées par des
ensembles de couches (étages, séries, systèmes, érathèmes, éonothèmes) et leurs
correspondants en temps (âges, époques, périodes, ères, éons).
➢ Éons (ex. le Phanérozoïque) ; des ères (ex. le Paléozoïque) ; des périodes (systèmes) (ex.
l'Ordovicien) ; des époques (séries) (ex. l'Ordovicien supérieur) ; des étages (ex.
l’Yprésien).
La définition des unités chronostratigraphiques de référence (zone, étage, série, système,
erathème, eonothème) est fondée sur les fossiles stratigraphique. Les unités
chronostratigraphiques ont pour vocation de définir une échelle utilisable, autant que possible,
comme référence dans le monde entier
Étage. (du latin stare, être debout) : Division de base de la stratigraphie, l'étage est défini par
rapport à un affleurement type, nommé stratotype qui sert, en quelque sorte, d'étalon.
Âge : C'est l'équivalent, du point de vue géochronologique, d'un étage ; sa durée est de 5 à 6
millions d'années en moyenne.
➢ Les divisions plus petites que l'étage sont des " chronozones ", leur durée, des " chrones
➢ Plusieurs étages forment une série, équivalent géochronologique, l'époque.
14
➢ Plusieurs séries forment un système, équivalent géochronologique, la période.
➢ Plusieurs systèmes forment un érathème, équivalent géochronologique, l'ère.
➢ Plusieurs érathèmes forment un éonothème, équivalent géochronologique, l'éon.
Les Étages
C’est l’unité chronostratigraphique la plus employée et la plus ancienne. L’étage définit un
intervalle de temps bien limitée aussi bien à sa base qu’au sommet par des
apparitions/disparitions d’espèces (cf. biozones) ; présence de plusieurs biozones. Sa durée est
matérialisée par une série stratigraphique de référence (= stratotype ; cf. lithostratigraphie) avec
un contenu paléontologique permettant une corrélation à grande distance.
Le nom donné à l'étage est souvent celui du point géographique(localité type ou région type)
où se situe le stratotype, auquel on rajoute le suffixe " ien " (Lutécien, Aptien, etc.). Le terme
géographique est le plus souvent issu du nom latin s’il existe. Ex.: Maastrichtien : craie-tuffeau
de Maastricht (NL) ; Danien : calcaires du Danemark ;Thanétien : sables glauconieux de
Thanet (Grande Bretagne). Si la dénomination d’un étage est liée à une localité type (stratotype
d’étage), donc à une formation géologique (cf. lithostratigraphie), l’étage désigne le TEMPS
nécessaire au dépôt de cette formation et fournit donc un cadre chronologique utilisable partout
dans le monde.
La coupe doit être choisie dans des faciès marins (pour cause de corrélations à grande
distance) et définie en un lieu où la série est complète, avec des limites bien définies.Le choix
de la limite exacte d’un étage est primordial. Le comité stratigraphique international met au
point une échelle stratigraphique globale standard. Les unités sont définies par le « golden
spike » (ou clou d’or) à la base de l’unité chronostratigraphique. Entre deux ‘’golden spike’’,
on a le stratotype de la limite.
*Unités dérivés
- super étage : Néocomien regroupe le Berriasien, Valanginien, Hauterivien, Barrémien.
- Sous-étage : L’Aptien est subdivisé en Bédoulien, Gargasien, Clansyesien.
Les sous-étages sont des subdivisions d'intérêt local, désignées par "inférieur, moyen et
supérieur" ou par des noms spéciaux. Leur distinction peut être justifiée : par une épaisseur
plus forte des successions : cas du Sénonien (Coniacien \ Santonien \ Campanien \
Maestrichtien) ; par une abondance et une richesse particulière des niveaux fossilifères
permettant d'étayer un découpage plus fin (nombreux exemples).
a) Systèmes et Périodes : Subdivision des Eres : durée moyenne entre 20Ma et 70Ma. Sa
limite inférieure est celle de l’étage le plus jeune et sa limite supérieure celle de l’étage le plus
vieux. Regroupe des étages sur des références lithologiques (Carbonifère, Crétacé),
paléontologiques (Nummulitique = Paléogène) ou autres.
b) Séries et époques
Subdivisions des périodes
• La subdivision en époque est basée sur les associations de fossiles stratigraphiques
spécifiques.
15
•
•
•
La durée moyenne est d’environ 15 Ma (sauf pour le Quaternaire).
Limites (même règle que pour la Période).
Désignation : adjectif inf. (inférieur) moyen, sup. (supérieur: Crétacé inf., sup.) ou
encore « - cène » (Eocène, Oligocène ….).
c) Erathème et Ere : L’Eon Phanérozoïque est subdivisé en 3 ères : le Paléozoïque, le
Mésozoïque ; le Cénozoïque. Leurs limites sont marquées par de grands bouleversements
biologiques (grandes extinctions), paléogéographiques (Orogenèse).
L’Erathème est l'ensemble de roches déposées dans un intervalle de temps nommé Ere. Ex:
Mésozoïque.
d) Eonothème et Eon : l’Eon, c’est la plus grande unité géochronologique (ex : le
Phanérozoïque). Sa durée est de plusieurs centaines de millions d’année. Il est subdivisé en
Eres
Echelle des temps géologiques :voir les étages ici.
• CHRONOSTRATIGRAPHIE ET GEOCHRONOLOGIE
16
La géochronologie est la branche de la géologie qui a pour objet la datation des diverses
formations de la croûte terrestre. Ou encore l'ensemble des méthodes de datation utilisées pour
dater les roches et les différents événements de l'histoire de la Terre comprenant : La
stratigraphie, la paléontologie, et le paléomagnétisme, qui permettent une géochronologie
relative ; la radiochronologie, une des méthodes de géochronologie absolue qui vise à obtenir
des estimations quantitative de l’âge des évènements géologique. *
La géochronologie est une discipline qui participe activement à la révision et à l’affinement
permanent de l’échelle stratigraphique globale en particulier pour la définition des ‘’sections
et points stratotypes globaux’’(SPSG) (Fig : 21) qui constituent des références stratigraphiques
internationales.
Tab. 2 : Unités Chronostratigraphiques et Géochronologiques équivalent
Les Unités
Les unités chronostratigraphiques(stratomètres): matérielles (concrètes) et représentées
par des strates déposées durant un certain temps (Eonothème, Erathème, Système, Série, Etage
17
et Chronozone). Les unités géochronologiques(chronomètres): intangibles (immatérielles ou
abstraites) et représentant des intervalles de temps ou durées (Eon, Ere, Période, Epoque, Age
et Chron).
Chronostratigraphie
Eonothème
Erathème
Système
Série
Etage
Chronozone
biozone).
❑
Géochronologie
Eon : Protérozoïque
Ere : Paléozoïque
Période : Crétacé
Epoque : Néogène
Age : Cénomanien
Chron (correspond en général à la durée d’une
Outils stratigraphiques de chronologie
Approches chronologiques
L'aspect chronologique de la stratigraphie est abordé par les approches lithologique,
géochimique, paléomagnétique, paléontologique et géochronologique. Chacune se fonde sur
des principes géologiques propres et dépend de facteurs externes et de facteurs locaux.
1. L'approche lithologique considère la nature de la roche qui dépend des apports (facteur
externe) et du milieu de dépôt (facteur local). L'étude débute sur le terrain et se poursuit par
18
une caractérisation pétrographique, minéralogique, sédimentologique, puis par l'étude de
l'organisation horizontale et verticale des strates. Cette approche débouche sur une chronologie
fondée sur le principe de superposition et, pour l'aspect corrélatif (réalisation de lignes
isochrones), sur le principe de continuité. La lithostratigraphie décrit donc les sédiments dans
leur composition, leur individualisation en unités lithostratigraphiques et leurs relations
géométriques.
2. L'approche géochimique s'intéresse aux éléments, aux rapports isotopiques, aux
molécules de la matière organique fossile. Elle obéit aux mêmes principes et facteurs que ceux
de la lithologie. L'évolution temporelle de la composition chimique des milieux de dépôt est
reconstituée et l'identité latérale de ces compositions est recherchée. Les variations sont dictées
par des facteurs externes – apports variables liés à des phénomènes de surrection tectonique,
d'activité magmatique, de changement climatique – et par des facteurs locaux tels qu'une
quantité plus ou moins grande d'oxygène dissous. Les changements peuvent être continus ou
brutaux. Ces accidents géochimiques sont repérés sur les diagrammes d'analyse en fonction du
temps. Selon leur ampleur, ils sont appelés excursions géochimiques (ampleur modérée) ou
anomalies géochimiques (grande ampleur). La chimiostratigraphie décrit donc la composition
géochimique des roches, établit des relations de succession et de contemporanéité entre ces
roches et interprète les variations observées.
3. L'approche paléomagnétique considère les propriétés magnétiques des roches qui
dépendent, au moment de leur formation, du champ magnétique terrestre et qui sont parfois
préservées dans les sédiments lorsque ces derniers contiennent des composés porteurs de
magnétisme (composés ferrifères). Au cours du temps, le champ magnétique terrestre a varié
en intensité, en direction et, surtout, en sens (inversion de polarité). Il était soit dans le même
sens qu'aujourd'hui – l'aiguille aimantée indiquant le nord, on parle de polarité normale –, soit
en sens contraire – l'aiguille aimantée montrant alors le sud actuel, on parle de polarité inverse.
La magnétostratigraphie retrace donc des lignes de corrélation correspondant aux inversions
du champ magnétique ancien.
4. L'approche paléontologique considère les traces et restes biologiques fossilisés dans
les sédiments. Elle se base sur le principe d'identité paléontologique qui consiste à admettre,
d'après Jean Aubouin, qu'un ensemble de strates de même contenu paléontologique est de
même âge, ce qui est correct lorsque les fossiles ont une vitesse d'évolution rapide (fossiles dits
bons fossiles stratigraphiques). La biostratigraphie détermine une date (datation relative) du
calendrier stratigraphique.
5. L'approche
géochronologique
envisage
la
chronologie
numérique
(cf. géochronologie). Elle se fonde essentiellement sur les effets de la décroissance radioactive
des isotopes instables naturels. Les isotopes radioactifs (« éléments pères »), emprisonnés dans
les minéraux au cours de leur cristallisation, se désintègrent en isotopes radiogéniques
(« éléments fils ») dans le réseau cristallin. Si le système constitué par le minéral est fermé, le
rapport isotope radioactif/isotope radiogénique permet de mesurer son âge. Ainsi, l'isotope
radiogénique argon 40 (40Ar) s'accumule à partir de l'isotope radioactif potassium 40 (40K) qui
se désintègre. D'autres principes sont utilisés (thermoluminescence, altération chimique) ; ils
ont tous en commun un facteur dépendant du temps écoulé, ce qui permet une datation absolue,
19
c'est-à-dire un résultat chiffré exprimé en années ou en multiples d'années. La géochronologie
stratigraphique détermine donc l'âge numérique des roches.
Chacun de ces outils conduit à une ou plusieurs échelles chronologiques.
- Les échelles lithologiques sont constituées de successions locales de formations.
- Les échelles géochimiques traduisent l'évolution de chacun des signaux analysables : il
existe ainsi une échelle des teneurs en manganèse, une autre du rapport isotopique de
l'oxygène, de celui du carbone, de celui du strontium.
- L'échelle magnétostratigraphique relate la succession, unique, des inversions plus ou
moins espacées du champ magnétique terrestre.
- Les échelles paléontologiques. De nombreux groupes fossiles ont servi pour établir des
échelles paléontologiques. Bivalves, ammonites, oursins sont utilisés parmi d'autres, mais
ce sont surtout les microfossiles (foraminifères, kystes de dinoflagellés, nannofossiles
calcaires, etc.) qui livrent des échelles commodes car les indicateurs sont présents en grand
nombre : plus ils sont petits, plus ils sont communs.
- L'échelle géochronologique ajoute des âges aux échelles précédentes.
20
CHAPITRE 5 - CORRELATIONS STRATIGRAPHIQUES
L'étude de l'histoire de la Terre enregistrée dans les strates sédimentaires (stratigraphie) repose sur
deux démarches méthodologiques : celle qui établit un découpage chronologique aussi détaillé qu'il est
possible et celle qui permet de relier les dépôts contemporains ou d'âge différent entre des sites plus ou
moins éloignés. Les moyens de corrélation (géochronologiques, lithologiques, paléontologiques) n'ont
pas une précision égale ni surtout un champ d'application identique ; on distingue des corrélations locales
ou à grande distance, des corrélations précises ou approximatives, à travers les continents ou les océans.
Les corrélations lithostratigraphiques supposent que les mêmes dépôts se sont sédimentés de façon
uniforme sur une assez vaste étendue, ce qui n'est que très rarement le cas. L'obliquité des faciès, la
diversité des conditions de milieux contemporains sont un obstacle à l'emploi de la lithologie comme
agent de corrélation rigoureux ; cependant, à l'intérieur d'une carrière, la nature d'une couche particulière
constitue souvent un moyen sûr de corrélation dont la précision est très satisfaisante à l'échelle
considérée.
Les corrélations sont des équivalences que l’on peut établir entre deux ou plusieurs formations
éloignées. Il s’agit d’une méthode d’analyse stratigraphique basée sur la ressemblance de lithologie, des
fossiles contenus ou des caractères diagraphiques (carottage électrique ou radioactif). On utilise deux
principes celui de "continuité" et celui "d'encadrement" ; d’autres méthodes sont également utilisées.
Dans le détail, la lithostratigraphie comprend une analyse de dépôts successifs et de leurs relations
spatio-temporelles (profils de dépôts, … ; analyse séquentielle). Cette approche dite stratigraphie
génétique intégrant la géométrie des dépôts et des discontinuités les séparant, conduit à des corrélations
régionales de faciès équivalents. Cette démarche est différente d’une simple corrélation de faciès
identiques ; il s’agit de corréler des faciès différentes, car appartement à des milieux de dépôts différents,
qui son censé d’être déposés pendant le même intervalle.
C’est une application de la loi de Walther (1894) : l’évolution verticale des faciès observés dans les
successions lithologiques reflète la migration latérale des environnements au cours du temps.
I -Les corrélations lthostratigraphiques
1. Corrélations par continuité
La méthode est basée sur l'utilisation des limites lithologiques (fig. ),Niveaux et bancs
repères, surfaces repères (discordance, Hard-ground, bone-bed = niveau fossilifère) en tant que
repères chronologiques. C'est les supposer isochrones. Ex : le niveau glauconieux de la partie
sommitale des calcaires de Tabligbo (bassin côtier du Togo) est un niveau repère caractéristique
de la limite Paléocène-Eocène et qu’on retrouve auBénin et au Nigéria. Dans le cas
d’affleurements, on trouvera les roches dures en relief et les roches tendres en creux. On trouve
une succession avec des limites de faciès. En tenant compte du temps, on trouve des dépôts
discontinus et des dépôts continus.
2. Les corrélations par encadrement (fig.18)
Ces corrélations sont donc basées sur l'hypothèse de l'isochronisme des surfaces des formations
encadrantes, et sur l'hypothèse d'une identique continuité de la sédimentation dans l'intervalle
1
ainsi "encadré", aux deux endroits que l'on compare. Elles intègrent implicitement la notion
selon laquelle il y a des formations de même âge mais qui ont des faciès et des stratonomies
différentes "encadrement"). L'exemple historique est celui du Gypse de Montmartre encadré,
comme le Calcaire de Champigny, par les marnes de Ludes au mur et par les marnes
"supragypseuses" (sannoisiennes), au toit.
fig.18
Fig. 40. Les séries post-éocènes et les phospharénites sous-jacentes dans la carrière de Kpogamè (cf.
fig. 3 pour la localisation).
F.A.P. - Formation argilo-phosphatée ; F.PH. - Formation phosphatée ; F.C. - Formation carbonatée. 1
- Terriers ; 2 – Galet d’argilite kaolinique ; 3 – Galet de calcaire massif. DR : Discordance de ravinement.
2
II. Corrélation biostratigraphique
On va utiliser des fossiles marqueurs ou fossiles stratigraphiques (ou parfois des fossiles de faciès) qui
caractérise une biozone donnée. Une biozone : période de temps définie par la présence d’une ou
plusieurs espèces fossiles. Exemple : Biozone à Morozovella velascoensis
Pour les corrélations régionales on utilise des marqueurs lithostratigraphiques ou
biostratigraphiquesPour les corrélations à grande distance : la lithologie change ; on utilise la
biostratigraphie. On se référer à une échelle biostratigraphique (succession dans le temps des biozones).
Fig. 41B : corrélations à grande distance
Fig. 41
3
III - Corrélations sur la base des variations climatiques
Il s’agit d’une corrélation faite à l’aide de diagrammes polliniques.
Fig. 2 : Enregistrements pollinique et isotopique (δ18Ob) du sud-ouest de la marge ibérique (Tzedakis et al., 2004
; Sánchez Goñi et al., 1999,2016 ; Chabaud et al., 2014 ; Hodell et al., 2015 ; Oliveira et al., 2016 ; données
inédites).
IV- Corrélations par stratigraphie isotopique (Climatochronostratigraphie)
On se base sur les proportions des isotopes de plusieurs éléments ; exemple :
• Taux en éléments traces : Sr des carbonates pélagiques : taux lié à l'activité hydrothermale des
dorsales et au niveau marin...
• Anomalies ("Pics") du taux d'iridium. : Par exemple, la teneur en iridium lors de la crise
crétacé/tertiaire montre des variations intéressantes. Au crétacé supérieur, on trouve une forte
concentration en iridium qui forme une surface isochrone.
• Isotope de l’oxygène : Taux de 18O/16O (rapport isotopique = 18O) dans le CO3Ca des coquilles ;
Taux de 13C/ 12C (=13C). Ces taux varient en fait avec la température marine, donc aussi avec la
profondeur. Les courbes d'évolution se révèlent toutefois très semblables d'un sondage à l'autre.La
composition isotopique 13C/12C, qui est un marqueur géochimique des masses d'eaux océaniques (trajet,
taux de productivité), et qui a l'avantage de varier très peu avec la température (Fig. IV et fig. 42).
4
V - Corrélations magnétostratigraphiques
Elles utilisent une échelle de référence des inversions magnétiques, qui est fondamentalement tirée
de l'étude des fonds océaniques, où se trouvent enregistrées les alternances de périodes à polarité
générale "normale" ou "inverse".
En fait, les corrélations se font généralement en utilisant des variables géologiques et géophysiques.
On utilise plusieurs des marqueurs géologiques : le microfaciès (aspect lithologique et paléontologique
d’une roche en lame mince) ; les cortèges (ou associations) de minéraux lourds ou de minéraux légers
(par exemple le pourcentage de feldspath) ; la forme des grains et leur granulométrie ; la nature et le
pourcentage des minéraux argileux (en utilisant la diffractométrie ou l’analyse thermique
différentielle); les variétés de carbonates et leur pourcentages (calcimétrie, dolomimétrie) ; la
thermoluminescence des grains de quartz, et des calcaires ; le pourcentage sable-argile…
5
VI – Corrélations par susceptibilité magnétique
La susceptibilité magnétique est la mesure de la réponse d'un échantillon à un champ magnétique
externe. Un corps soumis à un champ magnétique H développe une magnétisation induite M (ou
aimantation) dont l'intensité et le sens dépendent de sa susceptibilité magnétique s selon la loi: M = s.H
où H = champ magnétique appliqué; M= magnétisation induite; s= susceptibilité magnétique. La mesure
de la susceptibilité magnétique concerne donc bien le magnétisme induit et non le magnétisme rémanent
lié au champ magnétique terrestre. Les facteurs influençant cette susceptibilité sont les suivants:
• les variations du niveau marin: durant une baisse du niveau marin, le niveau de base des systèmes
fluviatiles chute, entraînant une augmentation de l'érosion et de l'apport détritique au bassin de
sédimentation: la susceptibilité augmente; durant une transgression, inversement, la susceptibilité
diminue;
• les variations climatiques: une augmentation de la pluviosité provoque un afflux de détritiques dans
le bassin et donc une augmentation de la susceptibilité;
• la pédogenèse est un processus qui favorise la formation de minéraux ferrimagnétiques et provoque
donc une augmentation de la susceptibilité;
• les phénomènes tectoniques: un rajeunissement du relief amène une reprise d'érosion et une
augmentation de la susceptibilité.
La susceptibilité magnétique est un outil de corrélation haute résolution et également comme traceur des
variations du niveau marin. Les principales applications sédimentologiques sont donc:
• la reconstitution des variations du niveau marin;
• la corrélation de coupes par des courbes de susceptibilité présentant des pics isochrones et
indépendants du faciès; la résolution obtenue est en général supérieure à celle des corrélations
paléontologiques;
• l'identification de variations climatiques, si l'on combine la méthode avec d'autres techniques
indépendantes susceptibles de permettre une reconstitution des variations du niveau marin (analyse
des faciès).
VII – Corrélations par téphrochronologie
Cette méthode utilise des niveaux de cendres volcaniques comme marqueurs d’évènements. Dans
certains bassins houillers, les cinérites ont permis de faire des corrélations entre des bassins éloignés les
uns des autres. La couche de cendres provenant d’une même éruption montrera la même date et formera
donc une surface isochrone.
Les cendres permettent d’avoir des dépôts de même âge même si l’on se trouve dans des milieux
différents. Le volcanisme explosif est un grand indicateur de temps car il a une grande valeur
stratigraphique grâce à sa répartition globale On peut faire des corrélations entre deux carottes
éloignés (fig.42) grâce aux niveaux de cendres. Ces carottes ont une échelle différente mais on va
pouvoir les aligner grâce aux niveaux de cendres.
6
Fig. 42 : des corrélations entre les deux carottes grâce aux niveaux de cendres. Remarque : les numéros
correspondent aux étages isotopique*
VIII - Corrélations à partir des horizons marqueurs
Les événements répétitifs, discontinus, courts en principe, d'une identité tranchée, d'aussi
grande extension que possible, peuvent constituer des éléments de datation relative et de
corrélation (marqueurs, horizons-repères), matérialisant des instants épars dans la trame de
l'écoulement général du temps.
Les exemples sont nombreux : certaines traces de lacunes, d'érosions ou de discontinuités
sédimentaires, horizons liés à un changement eustatique du niveau de la mer (cf.
sismochronostratigraphie), crises sédimentaires, varves et sédiments saisonniers, horizons de
tillites, pluies de cendres (Fig. 42), tectites, crises d'ordre biologique (extinctions).
7
IX - Corrélations à l’aide de grandes coupures cycliques
On peut utiliser : Cycles orogéniques et discordances ; Cycles eustatiques; Stratigraphie
séquentielle ; Unités stratigraphiques ; Méthodes sismostratigraphiques (cf. stratigraphie
séquentielle) Fig.43. C
Fig.43 :
Fig.44 : Corrélation par discordance (D1, D2, D3)
Discordance de la formation du Continental terminal sur les différents termes de la série marine
dans le bassin côtier du Togo (Da Costa 2005).
1 – Socle; 2 - Formation marine d’âge oligocène supérieur; 3 - Unité supérieure du complexe sablo-argileux
post-éocène (CT s.s. et ‘’terre de barre ‘’); 4 - Unité inférieure du complexe sablo-argileux post-éocène
(Formation à terriers de Kpogamè); 5 - Série marine (Formation à terriers de Kpogamè) comprise entre les
discordances D1 (Eocène-Oligocène) et D2 (Miocène inférieur-CT s.s.); D3 - Discordance Continental
terminal s.s – ‘’Terre de barre’’ (Quaternaire)
8
X. Méthodes sismostratigraphiques
Cette méthode repose sur une analyse de la propagation dans l’écorce d’un train d’ondes. La
vitesse de propagation est différente selon le terrain traversé. Ces ondes se réfléchissent sur les
discontinuités lithologiques, les surfaces de stratification, les failles et les discordances. Ces
ondes permettront de créer des profils sismiques.
Pour interpréter ces profils, on aura besoin de connaître les types de relations géométriques
existant entre les récepteurs :
- Onlap : relation discordante entre un ensemble jeune de strates horizontales biseautées sur
une surface ancienne inclinée. Dans l’ensemble jeune, les couches les plus récentes débordent
sur les anciennes.
- Downlap : relation basale discordante entre un ensemble jeune à strates inclinées par
rapport à une surface moins jeune et moins inclinée. Les couches jeunes vont vers les couches
les plus anciennes.
- Toplap : contact biseauté entre les couches initialement inclinées et la surface de base
érosive (biseau sommital en franges). Si la surface est très irrégulière, c’est que l’on a eu des
troncatures par l’érosion.
- Offlap : dispositif de couches successives inclinées.
Fig.45 : les types de relations géométriques existant entre les récepteurs.
9
Cette hiérarchisation et distinction d’ensembles concordants ne devraient avoir aucune
importance en sédimentologie mais en dynamique sédimentaire. Par exemple, un onlap montre
un espace regardant vers les continents pendant une hausse du niveau marin. Un toplap est
témoin d’une exondation. Un downlap est associé à une période de stabilité d’un milieu marin
avec les biseaux de dégradation. Si l’on regarde la partie supérieure de chaque récepteur, on a
le niveau de la mer d’époque.
10
CHAPITRE 6- METHODES
SEDIMENTAIRES
DE
DATATION
DES
SERIES
I - NOTION DE TEMPS EN GEOLOGIE
Le temps est défini comme une période pendant laquelle une action ou un événement se
déroule, ou encore une dimension représentant la succession de ces actions ou événements. Les
temps géologiques correspondent au temps qui s’est écoulé depuis la formation de la Terre,
il y a 4,6 milliards d’années, à aujourd’hui. Les temps géologiques se mesurent en millions
d’années.
La Stratigraphie étant une discipline historique au sein de la Géologie, c'est bien le facteur
temps qui peut déterminer au mieux les catégories dans lesquelles se rangent les méthodes ; Le
facteur temps occupe ainsi sa place privilégiée : soit parce qu'il caractérise la nature
(discontinue-continue, répétitive ou non, réversible ou irréversible) des phénomènes
biologiques ou physiques sur lesquels sont basées les différentes méthodes ; - soit parce qu'il
traduit, par sa simple existence, par son estimation relative, par sa mesure, la manière dont le
temps est envisagé dans chacune des méthodes.
Le temps peut se mesurer dans les roches non sédimentaires par un chronomètre stable
(radioéléments). Les roches sédimentaires peuvent être datées soit :avec les radioéléments, par
les fossiles qu’elles contiennent (la succession des différents fossiles est un chronomètre), par
la présence de minéraux sédimentaire (grain de glauconie par ex.) par l’intercalation de laves
dans les sédiments (minéraux et laves également datables par radioéléments).
La notion de temps en géologie peut être perçue grâce à un certain nombre de phénomènes
naturels aux effets fossilisables. Ces phénomènes peuvent être schématiquement regroupés en
quatre ensembles fig. 4).
a - phénomènes continus irréversibles: ce sont des processus de transformation de la nature
qui sont permanents et unidirectionnels (évolution biologique, désintégration
atomique). Ces deux processus seront utilisés pour dater les séries, soit d’une manière relative
(évolution biologique), soit de manière absolue (radioactivité).
b - phénomènes continus réversibles ou répétitifs : ils comportent les processus de
transformation de la nature qui se déroulent de manière pratiquement permanente mais
bidirectionnelle (aller et retour) ou répétitive (variations architecturales et physico-chimiques,
variations climatiques, variations de la direction magnétique). Ils permettent la localisation
dans l’espace des corps sédimentaires (milieu de sédimentation, situation géographique,
établissement de corrélations synchrones ou hétérochrones locales ou être utilisés comme
moyen de datation).
c - phénomènes discontinus répétitifs : ce sont des processus naturels qui se déroulent en un
temps assez bref et pouvant se reproduire plusieurs fois dans les temps géologiques (crises
1
climatiques, migrations organiques, crises biologiques). Ces processus, généralement
perceptibles à l’échelle du globe, permettront des corrélations d’événements (formations
géologiques mises en place durant ces événements) sur de vastes étendues.
d - phénomènes instantanés répétitifs : il s’agit de phénomènes naturels ayant exigé un laps
de temps très bref, mais ayant pu se reproduire plusieurs fois dans l’histoire géologique de la
terre. Ils permettent des corrélations événementielles synchrones et très fines, de valeur locale
et régionale (ruptures sédimentaires majeures, éruptions volcaniques) ou de valeur globale
(inversions de polarité magnétique). Les ensembles géologiques avec leur contenu
lithologique, minéralogique, physique, chimique et organique sont donc des documents
exploitables pour la détermination de l’espace et du temps. Ces données de surface ou de
subsurface, sont toutefois toujours incomplètes :
• dans l’espace en raison de la discontinuité géographique des formations géologiques (par
érosion, tectonique) et du caractère ponctuel des observations.
• dans le temps en raison de la discontinuité de la sédimentation.
En effet, les formations géologiques ne matérialisent qu’une partie très réduite des dimensions
espace et temps. De l'observation actuelle (principe de l'actualisme), nous constatons que le
mécanisme de formation des roches stratifiées est la sédimentation (accumulation de particules,
les unes sur les autres).
Le temps peut se mesurer dans les roches non sédimentaires par un chronomètre stable
(radioéléments). Par contre, les roches sédimentaires peuvent être datées soit avec les
radioéléments, soit avec les fossiles qu’elles contiennent (la succession des différents fossiles
est un chronomètre), ou encore par la présence de minéraux sédimentaire (grain de glauconie
par exemple) ou par l’intercalation de laves dans les sédiments (minéraux et laves également
datables par radioéléments).
2
II. Méthodes de datation
Pour dater les événements de l'histoire de la Terre et des êtres vivants, on dispose de deux types
d'outils complémentaires : la stratigraphie et la radiochronologie (datation absolue). La
stratigraphie permet d'établir la succession d'événements au cours du temps en déterminant
l'ancienneté relative des roches (plus ancienne que …) et des fossiles qu'elles contiennent
(datation relative), tandis que la mesure de la décroissance radioactive d'isotopes permet, dans
certaines conditions, d'assigner à une roche ou à un fossile son âge exact (datation absolue).
II.1- DATATION RELATIVE OU CHRONOLOGIE RELATIVE
Le milieu sédimentaire est peu propice à la datation par des radioéléments ; il est par contre
remarquablement adapté à un classement relatif des objets. C’est positionner les couches dans
le temps, les unes par rapport aux autres.
La chronologie relative est basée sur la géométrie des couches sédimentaires et leur contenu
en fossiles (apport des fossiles: la biostratigraphie) qui permet de les situer dans l’échelle de
l’évolution des êtres vivants.
1. Les principes généraux de la stratigraphie
3
La datation relative issue de la stratigraphie permet de déterminer l'ordre dans lequel des
formations géologiques se sont mises en place et d'établir une chronologie relative
d'événements géologiques. Il s’agit de positionner les couches dans le temps, les unes par
rapport aux autres en utilisant. Ainsi, elle permet de dater les évènements les uns par rapport
aux autres, mais ne donne ni leur durée exacte, ni leur âge par rapport à l'actuel.
La chronologie relative est fondée sur les trois principes fondamentaux de la stratigraphie
(superposition, continuité et d’identité paléontologique) (voir chapitre 3), auxquels
s’ajoutent deux autres (principes de recoupement, et d’inclusion) lorsque les strates
sédimentaires ont été bouleversées par des événements tectoniques ou par l'érosion
(discordances).
2. Méthodes paléontologiques ou méthode de datation par les fossiles
Parallèlement au développement des méthodes physiques de datation relative par la
superposition, les recoupements et les discordances, une méthode qui deviendra la plus utilisée,
et qui demeure toujours la plus utilisée, a vu le jour au milieu du 18e siècle, c'est la méthode
de datation par les fossiles : la biostratigraphie.
Les fossiles constituent les objets servant aux datations. Sommairement définis, les fossiles
sont les restes d'animaux, incluant leurs pistes, qu'on retrouve dans un sédiment ou une roche.
Les fossiles peuvent être très abondants dans certaines couches. Ils ont longtemps constitué la
4
méthode par excellence de datation des couches géologiques et continuent à être l'outil
privilégié.
Depuis le temps qu'on les étudie, on a constitué des archives importantes, des sortes de
catalogues qui répertorient les divers genres et espèces, avec les localités où ils ont été récoltés,
ainsi que leurs âges respectifs selon l'échelle relative des temps géologiques. On s'est rendu
compte, entre autres, que certains fossiles ont une durée de vie très longue (fossile de faciès),
alors que d'autres n'ont été trouvés que dans des intervalles de temps très courts. Ces derniers
sont utiles pour la datation puisqu'ils représentent un temps précis, alors que les fossiles à
longue durée de vie sont peu utiles.
Fossiles incrustés dans une roche calcaire (calcaire de
Tabligbo, Togo)
répartition stratigraphique des organisme par ordre
d’apparition
Histoire géologique d’un terrain
A partir du document suivant, déterminer :
1) Couches sédimentaires : Combien? Classez-les de la plus ancienne à la plus récente…
2) Roches magmatiques (intrusives) : de quel type? Dans quelle position? Age relatif?
3) Lacunes/ Surface d’érosion : Où? de quel type (manque de dépôt, érosion)?
4) Evènements tectoniques : Failles, basculement, plissement
5
5) Faille: de quel type?
âge relatif de tous ces évènements: (couches affectées…).
Fig. 19: Déterminer l’Ordre de succession des évènements géologiques subit par ces terrains
II - DATATION ABSOLUE
La datation absolue permet d'établir l'âge exact d'un événement et d'en calculer la durée. Elle
permet, en outre, de dater certains repères de la chronologie relative. Ainsi, on a pu assigner
des âges absolus à certains repères de l'échelle stratigraphique internationale, qui sert désormais
de référence temporelle à la fois relative et absolue et s'applique partout dans le monde. On
distingue la radiochronologie et plusieurs autres méthodes : Dendrochronologie,
Sclérochronologie (étude des stries de croissance, d'organismes vivants), méthode des varves,
thermoluminescence, téphrochronologie.
La datation absolue permet d'établir l'âge exact d'un événement et d'en calculer la durée. Elle
permet, en outre, de dater certains repères de la chronologie relative. Ainsi, on a pu assigner
des âges absolus à certains repères de l'échelle stratigraphique internationale, qui sert désormais
de référence temporelle à la fois relative et absolue et s'applique partout dans le monde. On
distingue la radiochronologie et plusieurs autres méthodes.
1- Horloges paléontologiques
* Dendrochronologie : Cette méthode est basée sur l'analyse de la croissance des bois. Chaque
année, l'arbre produit un anneau ou cerne de croissance. Leur nombre indique la durée de vie
de l'arbre. Elle est utilisée pour l’époque Holocène.
* Observations d’objets naturels : Stries de croissance (Wells, 1963)
Le pouvoir de datation par ces méthodes est très faible. Elles permettent de remonter le temps
que sur une période très courte. En revanche, il s’agit d’une approche chronologique qui aboutit
à des estimations de durée très précises pour de petites parties de séries sédimentaires dans
lesquelles ces objets ont été identifiés.
6
L’étude de la croissance des Coelentérés au Dévonien a permis d’établir qu’une année dans ces
temps géologiques comportait 400 jours ; de même l’étude de Nautilus au Silurien abouti à
estimer à 9 jours la durée du mois lunaire ; ce qui indique qu’à cette époque la Lune était plus
proche de la Terre qu’elle ne l’est actuellement.
2 - Horloges sédimentologiques : Méthode des varves
En connaissant, par analogie un mécanisme sédimentaire actuel, la durée de dépôt d’une
unité de sédimentation clairement identifiée, il est possible par comptage du nombre superposé
de telles unités, de calculer la durée de l’ensemble.
Dénombrement de varves : le nombre de varves = nombre d’année. Pour les datations :
nécessité de calage. Précautions d’usage : attention aux lacunes de sédimentation ou d’érosion.
(On peut remonter actuellement jusqu’à 24.000BP).
3 - Thermoluminescence
La Thermoluminescence naturelle (TLN) = propriété de certains minéraux préalablement
soumis à une irradiation naturelle (U, Th, 40K…) d’émettre de la lumière dans le spectre visible
une fois chauffés. L’émission de lumière correspond au déplacement d’électrons concentrés
dans les imperfections du réseau cristallin.
* Principe : Un minéral est caractérisé par une courbe d’émission du flux lumineux en fonction
de l’augmentation linéaire de la température. La hauteur du pic de TLN est proportionnelle à
la dose d’irradiation reçue, c’est-à-dire de l’âge. La courbe n’est pas affectée par l’altération.
Domaine d’utilisation : elle est utilisée pour les périodes récentes (Le Pléistocène).
4 - Téphrochronologie
Cette méthode utilise des niveaux de cendres volcaniques comme marqueurs d’évènements.
Dans certains bassins houillers, les cinérites ont permis de faire des corrélations entre des
bassins éloignés les uns des autres. La couche de cendres provenant d’une même éruption
montrera la même date et formera donc une surface isochrone.
Les cendres permettent d’avoir des dépôts de même âge même si l’on se trouve dans des
milieux différents. Le volcanisme explosif est un grand indicateur de temps car il a une grande
valeur stratigraphique grâce à sa répartition globale
Fig. : corrélations entre les deux carottes grâce aux niveaux de cendres. Remarque : les numéros correspondent
aux étages isotopiques. On peut faire des corrélations entre deux carottes éloignés grâce aux niveaux de cendres.
Ces carottes ont une échelle différente mais ont va pouvoir les aligner grâce aux niveaux de cendres.
7
4) La datation radiométrique
La datation radiométrique (ou datation radioactive) est toute technique utilisée pour dater
les matériaux organiques et inorganiques d’un processus impliquant la désintégration
radioactive . La méthode compare l’abondance d’un isotope radioactif naturel dans le matériau
à l’abondance de ses produits de désintégration, qui se forment à un taux de désintégration
constant connu.
C’est l’étude des éléments radioactifs et de leurs produits de désintégration. L’estimation
obtenue permet de déterminer un âge radiométrique. Cette méthode de datation donne des
chiffres. On va situer un objet par rapport au présent.
La radioactivité des roches ou sédiments est liée à la désintégration spontanée d’un nucléide
instable en un nucléide stable avec émission d’une radiation. Au fil du temps, l’isotope parent
radioactif ou radioisotope va se désintégrer progressivement en un isotope stable.
L’abondance relative entre l’isotope parent et l’isotope fils va donc évoluer en fonction du
temps. Le couple parent/fils définit ainsi un chronomètre ou géochronomètre permettant de
dater les roches (Table 1).
Chaque couple parent/fils est représenté par un temps caractéristique ou période de demivie. Ce temps caractéristique correspond à l’intervalle de temps nécessaire pour que la moitié
des atomes parentaux radioactifs se désintègrent. Au bout de 5 à 10 périodes de demi-vies, la
quantité d’atomes parentaux devient trop faible pour être mesurée et le chronomètre n’est plus
utilisable.
Chaque géochronomètre permet de dater un intervalle de temps spécifique. Les
géochronomètres à longues périodes de demi-vie, de 100 millions à quelques dizaines de
milliards d’années, permettent de dater des roches du Précambrien. Les géochronomètres à
courtes périodes de demi-vies, de 1 million à quelques milliers d’années, permettent de dater
des roches du Quaternaire.
Toutes ces méthodes sont basées sur le fait que la vitesse à laquelle les noyaux radioactifs
se désintègrent n’est pas affectée par leur environnement, elle peut être utilisée pour estimer
l’âge de tout échantillon ou objet matériel qui contient un isotope radioactif. Les calculs de la
désintégration des noyaux radioactifs sont relativement simples, du fait qu’il n’y a qu’une seule
loi fondamentale régissant tous les processus de désintégration.
La loi de désintégration radioactive stipule que la probabilité par unité de temps qu’un
noyau se désintègre est une constante, indépendante du temps. Cette constante est appelée
constante de désintégration et est notée λ, « lambda ». Cette probabilité constante peut varier
considérablement entre les différents types de noyaux, conduisant aux nombreux taux de
désintégration observés différents. La désintégration radioactive d’un certain nombre d’atomes
(masse) est exponentielle dans le temps.
Loi de désintégration radioactive: N = N 0 .e -λt
λ , constante de désintégration
8
Cette méthode a été utilisée pour dater l’âge de la Terre, pour faire des esquisses de
chronologie du Précambrien, pour préciser à un siècle près les datations du Quaternaire (avec
le carbone 14) et pour dater des limites de divisions du phanérozoïque, pour dater des
matériaux archéologiques , y compris des objets anciens. La première échelle date de 1932.
Elle n’a provoqué aucun bouleversement des limites déjà établies.
L’âge de la Terre est d’environ 4,54 milliards d’années. Cette datation est basée sur des
preuves issues de la datation radiométrique de la météorite et est cohérente avec les âges
radiométriques des échantillons terrestres et lunaires les plus anciens connus.
L’une des plus anciennes méthodes de datation radiométrique est la datation à l’uranium et
au plomb . L’âge de la croûte terrestre peut être estimé à partir du rapport entre les quantités
d’uranium 238 et de plomb 206 trouvées dans les spécimens géologiques. La longue demi-vie
de l’isotope uranium-238 (4,51 × 10 9 ans) le rend bien adapté pour une utilisation dans
l’estimation de l’âge des premières roches ignées et pour d’autres types de datation
radiométrique, y compris la datation uranium – thorium et l’uranium– datation à l’uranium.
Les géochronomètres à longues périodes de demi-vie, de 100 millions à quelques dizaines
de milliards d'années, permettent de dater des roches du Précambrien. Les géochronomètres à
courtes périodes de demi-vies, de 1 million à quelques milliers d'années, permettent de dater
des roches du Quaternaire.
9
Isotope
parent
Période de
demi-vie
Isotope
fils
Origine
(années)
9
U-238 Pb-208 4.51 10
U-235 Pb-206 713 108
Th-232 Pb-208 13.9 109
Rb-87
Sr-87 48.8 109
K-40
Ar-39 1.31 109
Sm-147 Nd-143 106 109
U-234
248 103
Th-230
75 103
Pa-231
34.3 103
Ra-226
1.6 103
Pb-210
22
Be-10
1.5 106
C-14
5730
Nucléides primordiaux présents dans les
roches terrestres
Série de désintégration de l’uranium
Cosmonucléides formés dans la haute
atmosphère
Table 1 : Les principaux géochronomètres utilisés en Sciences de la Terre et leur domaine
temporel d’utilisation (repris de Walker 2005, Bradley 1999).
Dans le cas de la radioactivité, la réaction de désintégration n'est pas linéaire, mais
exponentielle: elle s'exprime par la courbe ci-dessous qui montre que le taux de désintégration
diminue avec le temps. Le taux de désintégration est très rapide au début, et décroît par la suite.
La demie-vie, c'est le temps nécessaire pour que la moitié de l'élément parent soit
désintégrée. Attention, ce n'est pas la moitié de la vie de la désintégration, c'est le temps
nécessaire pour que la moitié de l'élément parent soit désintégrée.
10
Voici une illustration qui permet de mieux visualiser ce qu'on entend par demie-vie. Prenons
la réaction Uranium 238 - plomb 206 qui a une demie-vie de 4,5 Ga.
Après une demie-vie, i.e. 4,5 Ga, il restera la moitié de l'élément parent. Après un autre 4,5 Ga,
soit au total 9 Ga, la moitié de ce qui restait sera désintégré, il restera donc le quart de l'élément
parent. Et ainsi de suite.
11
• Le Carbone-14
Le 14C est en effet une méthode très utile pour la datation de certains matériaux géologiques
récents, et particulièrement de matériaux archéologiques.
La méthode utilise la réaction de désintégration du carbone-14 en azote-14. Il y a une autre
limitation très importante à la méthode : le temps impliqué. Avec les méthodes de l'uraniumplomb, 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.
Il faut bien voir, et c'est très important, que 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.
La méthode est aussi utilisée en géologie des dépôts superficiels qui souvent sont plus jeunes
que la limite de 75 000 ans. Les dépôts de la Mer de Champlain, par exemple, sont datés au
14C, en utilisant les coquilles et le bois fossile de ces dépôts. Après étalonnage, ces dates 14C
permettent d'établir que la Mer de Champlain s'est mise en place il y a 13 100 ans environ, et
qu'elle a pris fin il y a 10 600 ans environ avant l'actuel
12
.
➢ Elle a été utile pour clore certains débats: le suaire de Turin qui aurait servi à ensevelir
le corps du Christ a été daté en 1988, par trois équipes indépendantes, dans une fourchette d'âge
entre 1260 et 1390 ans, donc un suaire fabriqué au Moyen-Âge.
Le bois du soi-disant trône de St-Pierre a aussi été daté du Moyen-Age.
Le 14C est une méthode très utile en archéologie et en histoire.
13
14
CHAPITRE 7- LES ECHELLES STRATIGRAPHIQUES
I. INTRODUCTION
La confrontation depuis plus d’un siècle et demi des principales séries sédimentaires du monde
a permis l’établissement d’une échelle stratigraphique internationale. On a pu constater que les
biozones étaient sont les mêmes en tout point du globe, ce qui a permis d’accorder une valeur
universelle à cet échelle relative.
L’établissement de l’échelle stratigraphique est le travail de milliers de géologues depuis 175
ans environ. La connaissance géologique régionale fut et demeure la base de la chronologie relative
qui est fondée sur séquences sédimentaires, les intrusions éruptives, sur le développement des aires
océaniques et des chaînes de montagnes ainsi que sur les différents stades de l’évolution animale
et végétale. Le développement de la chronologie absolue n’a bouleversé en aucune manière les
divisions précédemment définies par les stratigraphes.
La détermination du temps en géologie repose sur l’analyse de la superposition des couches, la
corrélation sur le principe de la continuité. Par la suite, on peut avoir des difficultés pour corréler
les strates trop éloignées. On a donc construit des échelles des temps. Les barreaux sont des lignes
isochrones et leur datation est basée sur des évènements identifiables à valeur universelle.
Pendant longtemps on a dû se contenter de cette datation purement relative qui consiste à
repérer que tel étage est plus ancien ou plus récent que tel autre, selon que ses dépôts se rencontrent
dessous ou dessus dans la pile des couches. Désormais on sait mettre des âges (avec une marge
d'erreur) sur les étages : ces âges (en millions d'années) sont indiqués sur les tableaux représentant
la colonne stratigraphique du lieu.
II. DEFINITION
La méthode de datation la plus communément utilisée pour les roches sédimentaires utilise un
calendrier que l'on appelle l'échelle stratigraphique.
On appelle échelle stratigraphique la division des temps géologiques fondée sur l'étude des strates
sédimentaires qui se sont déposées successivement au cours du temps. Ou encore, c’est un tableau
chronologique des événements géologiques passés établi grâce à diverses techniques
radiométriques et par les méthodes de la chronologie relative.
Il s'agit d'un découpage du temps en tranches successives appelées "étages" auxquelles
correspondent, suivant les régions considérées, des formations rocheuses différentes (telle région
pouvant par exemple être émergée à l'époque, alors que telle autre se situait alors au fond d'un
océan...).
L'échelle des étages se veut générale et purement chronologique, utilisable en toutes régions,
quelles qu'aient été les caractères géographiques (différents d'une région à une autre) qui y ont
conditionné la formation des dépôts. Sa construction cherche donc à utiliser des événements
mondiaux, tels que variation évolutive de la faune et de la flore, variation du niveau marin,
catastrophes mondiales, etc...
III. LES DIFFERENTS TYPES D’ECHELLES
1
On a des échelles différentes dont les barreaux seront corrélés avec plus ou moins de succès.
1) Echelle lithostratigraphique : l’unité de base est la formation : c’est un ensemble
lithologique particulier à limites reconnues, mais pas isochrones.
2) Echelle biostratigraphique : les subdivisions sont faites à partir du contenu fossilifère.
L’unité de base est la biozone.
3) Echelle géochronologique : cette échelle tient compte du temps écoulé (radiométrie).
L’unité est l’âge. C’est une unité abstraite exprimant un laps ou un intervalle de temps écoulé
auquel on fait correspondre des couches ou des ensembles de couches sédimentaire. l’étage étant
défini par rapport à un affleurement type, qui sert en quelque sorte d’étalon.
• Le nom de l’étage est le plus souvent dérivé d’un lieu géographique (par exemple, le
Campanien)
• Plusieurs étages forment une série ou une époque (par exemple, le crétacé supérieur)
• Plusieurs séries ou époques forment un système ou période (par exemple, le crétacé)
• Plusieurs systèmes ou périodes forment un érathème ou ère (par exemple, le mésozoïque)
Les divisions géochronologiques sont des intervalles de temps :
• l'étage équivaux à une durée de 5 à 6 millions d'années,
• la série équivaux à l'époque,
• le système équivaux à la période,
• l'érathème à l'ère
• l'éonthème à l'éon.
4) Echelle chronostratigraphique : cette échelle va subdiviser les ensembles de couches de
l’écorce terrestre en strates sédimentaires correspondant à des intervalles de temps.
IV. L'échelle stratigraphique internationale ou échelle des temps géologiques
Au cours des deux derniers siècles, les géologues ont réussi à réaliser des corrélations
stratigraphiques de roches qui se sont accumulées tout au long des temps géologiques à travers le
monde. Les résultats de ces études ont permis d'établir la colonne de l'échelle des temps
géologiques (fig. 1). L’échelle stratigraphique internationale telle qu’elle est établie actuellement
reflète l’ensemble des travaux, à l’aide de différentes approches et de conventions admises. Notons
enfin que l'échelle des temps géologiques est régulièrement révisée et mise à jour. Elle n’a pas de
caractère définitif.
Une commission internationale de stratigraphie œuvre à cet effet. Son but est de définir des
unités chronologiques globales. Avant la radiochronologie, elle est basée sur des évènements des
limites biologiques et lithologiques. Actuellement l’ensemble des méthodes lithostratigraphiques,
biostratigraphiques,
chronostratigraphiques,
magnétostratigraphiques,
datation
radiochronologiques ont conduit progressivement à l’élaboration d’une échelle de référence, d’un
calendrier qui subdivise les temps géologiques en unités (chronostratigraphie), et qui attribue des
âges numériques (géochronologie).
➢ Les subdivisions
2
Notons que les crises ont été utilisées pour subdiviser les temps géologiques en périodes de
durée variable. Comme toutes les crises n'ont pas la même importance, les crises majeures ont
déterminé le découpage du temps en ères, alors que les crises mineures, de moindre ampleur, ont
déterminé les périodes. Les ères ont elles-mêmes été divisées en périodes ou système (ex : le Trias,
le Jurassique le Crétacé), comportant chacune plusieurs époques ou sous-systèmes (ex : Paléocène,
Eocène).
La colonne de l'échelle des temps géologiques est basée sur des âges relatifs. Lorsque les
méthodes de datation géochronologiques ont été mises au point, les âges absolus ont été ajoutés à
l'échelle des temps géologiques
Les géologues divisent les temps géologiques en unités. Tout comme une année est divisée en
mois, les mois en semaine, et les semaines en jours, les unités des temps géologiques sont divisées
en petits intervalles.
La plus grande unité des temps géologique est l'éon, qui est divisé en ères. Les ères sont
subdivisées, à leur tour, en périodes, qui sont subdivisées en époques. La période est l'unité de
temps la plus utilisée par les géologues. Le nom des périodes fait souvent référence à la localité
ou la région où les roches de cette période ont été décrites pour la première fois : exemples : le
Jurassique qui fait référence au Jura, région de France le Permien est nommé d’après la province
de Perm, en Russie. Certaines périodes portent le nom de dépôts spécifiques, comme la période
carbonifère, riche en dépôts de charbon, ou de peuples anciens, comme l’ordovicien et le silurien,
qui sont deux peuples de l’Angleterre et du pays de Galles antiques ; le Crétacé qui fait référence
à la craie qui est abondante durant cette période, le mot Creta veut dire craie en latin).
Le Tertiaire et le Quaternaire, qui forment le cénozoïque, sont, de plus, divisés en époques et
en âges, du paléocène à l’holocène, ou à des époques plus récentes encore. À ces divisions
chronologiques correspondent des divisions stratigraphiques : le système (équivalent
géochronologique : la période), la série (équivalent géochronologique : l’époque) et l’étage
(équivalent géochronologique : l’âge). Notons que le Big Bang = 13,7 milliards d'années
Les temps géologiques étaient subdivisés en deux éons : l'éon Cryptozoïque (ou Précambrien)
(de - 3 800 Ma à- 540 Ma), et l'éon Phanérozoïque lui-même divisé en quatre ères. Actuellement,
les temps géologiques sont subdivisés en quatre éons divisés en ères :
Les éons sont divisés en 4 parties (du plus ancien au récent) L'Hadéen : très peu de roches de
cette période existent à la surface de la Terre.
➢ l'éon Hadéen de -4 600 à -4 000 Ma ;
➢ L'Archéen (Anciennes roches) de -4 000 à -2 500 Ma
➢ Le Protérozoïque (Proteros : premier, zoique : vie - ce qui veut dire début de la vie)
➢ Les trois divisions précédentes sont souvent regroupées sous le terme de : Précambrien (car elles
précédent la période du Cambrien où les formes de vie se sont diversifiées et les fossiles ont été
bien conservés dans les roches).
➢ Le Phanérozoïque (qui veut dire vie apparente) de -2 500 à - 542±1 Ma; (limite du Précambrien) ;
Notons que le phanérozoïque, qui représente les dernières 538 millions d'années de l'histoire
de la Terre contient la plupart des subdivisions de l'échelle des temps géologiques. Le Précambrien,
qui représente plus de 4 milliards d'années de l'histoire de la Terre, 8 fois plus long que le
3
Phanérozoïque, ne présente pratiquement aucune subdivision. Ceci est dû au fait que les
subdivisions des temps géologiques sont basées principalement sur les fossiles trouvées dans les
roches. Ces derniers sont très rares dans les roches du Précambrien, et ne permettent pas de réaliser
des subdivisions en son sein.
L'éon Phanérozoïque est divisé en trois ères :
• l'ère Paléozoïque (ou ère Primaire) (de -540 à -250 Ma) ; (qui veut dire: vie ancienne).
• l'ère Mésozoïque (ou ère Secondaire) (de -250 à -65 Ma) ; (qui veut dire la vie moyenne,
cette ère est aussi appelée l'âge des dinosaures)
• l'ère Cénozoïque qui regroupe l'ère Tertiaire (de - 65 à - 1,75Ma) (qui veut dire la vie
récente, appelée aussi l'âge des mammifères).
• l'ère Quaternaire (de -1,75 à -0,01 Ma).
* L'ère Primaire ou Paléozoïque (- 545 à - 250 Ma)
Le début de l'ère primaire correspond à l'apparition des temps fossilifères ou phanérozoïque
(- 545 Ma) ; pour les temps plus anciens, on ne dispose que de peu de fossiles, alors qu’à partir du
début du primaire, ils deviennent beaucoup plus abondants, à cause d’une explosion de la vie
marine à cette époque. I l y a 245 Ma a commencé une extinction massive, qui permet de fixer la
fin de l'ère primaire et le passage à l'ère secondaire. On distingue : Cambrien, Ordovicien, Silurien,
Dévonien, Carbonifère, Permien.
Le Cambrien (qui a vu les premiers organismes à coquilles)
L'Ordovicien (qui a vu l'apparition des premiers organismes vertébrés : les poissons)
Le Silurien (qui a vu l'apparition des premières plantes sur la terre ferme)
Le Dévonien (apparition des premiers amphibiens.
* L'ère Secondaire ou Mésozoïque (- 250 à - 65 Ma)
La fin de l'ère Secondaire et le passage à l'ère Cénozoïque, il y a 65 millions d’années, sont
déterminés par l'extinction massive qui a touché les dinosaures, l'essentiel du plancton marin,
certains mollusques comme les rudistes et les ammonites, et une grande partie des animaux des
fonds marins (en tout environ 75 % de la totalité des espèces). On distingue : Trias, Jurassique,
Crétacé.
* L’ère Tertiaire ou Cénozoïque (- 65 Ma à aujourd’hui)
L’ère dans laquelle nous vivons aujourd’hui s’appelle le Cénozoïque. Elle a commencé il y a
65 millions d’années (date de la disparition des dinosaures) et se poursuit toujours aujourd’hui.
Elle est divisée en deux périodes : le Tertiaire (Paléocène, Eocène, Oligocène, Miocène, Pliocène)
et le Quaternaire (Pléistocène et Holocène).Ayant commencé il y a 65millions d’années, le
Cénozoïque (composé des périodes Tertiaire et Quaternaire) se poursuit toujours aujourd’hui.
Je retiens
Pour l'ère Primaire on retient : Cambronne ordonna silence et dévotion à ses carabiniers
permissionnaires ou Cambronne, l'ordurier, s'il eut été dévôt, n'aurait pas carbonisé son
père.
4
Pour l'ère Tertiaire: Les Pales de l'éolienne d'Oléron
Pour l'ère Secondaire on retient : Sers nous trois Jupiler, Christine !
miaulent
et
plient
Pour l'ensemble : Prends cet or si désiré car, penses-tu , je change plomb en or, mais pas par
habitude (Précambrien, Cambrien, Ordovicien, Silurien, Dévonien, Carbonifère, Permien, Trias,
Jurassique, Crétacé, Paléocène, Eocène, Oligocène, Miocène, Pliocène, Pléistocène, Holocène).
fig.1. L'échelle des temps géologiques
V. Etablissement d’une échelle stratigraphique
A partir des observations lithologiques et paléontologiques à l'échelle de la coupe (stratigraphie),
on effectue des corrélations à l'échelle de la région, du continent, …, puis à l'échelle globale, pour
déterminer une unique succession d'événements utilisés pour subdiviser le temps (= chronologie
relative). On effectue des datations radiochronologiques de certains de ces événements (éruptions
volcaniques par exemple) (= chronologie absolue), pour calibrer, avec des âges numériques en
millions d'années, la succession d'événements. On construit ainsi une échelle des temps
géologiques intégrée.
Les différentes subdivisions de l'échelle des temps géologiques correspondent à des conditions
paléo-environnementales, paléontologiques ou encore de sédimentation similaires et homogènes.
5
Les ères sont définies selon des arguments paléontologiques et géodynamiques, bien que les
premiers l'emportent sur les seconds dans la limitation des ères du fait de leur antériorité par
rapport aux études géodynamiques.
➢ 5 ETAPES :
Etape 1: succession des évènements sur une coupe.
Etape 2: comparaison, combinaison de différentes coupes pour obtenir une échelle régionale la
plus complète et précise possible.
Etape 3: association d’échelles régionales: échelle continentale.
Etape 4: association d’échelles continentales: échelle globale.
Etape 5: Datation absolue, radiochronologie de couches volcaniques. On construit ainsi une échelle
des temps géologiques INTEGREE.
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7
1
CHAPITRE 8 - ERES GEOLOGIQUES : PRECAMBRIEN et PALEOZOIQUE
Première partie : LE PRECAMBRIEN
I – INTRODUCTION
La Terre est âgée d’environ 4 600 Ma (millions d’années). L’histoire de la Terre est divisée en deux
grandes parties : Précambrien et Phanérozoïque (cf. échelle stratigraphique). Les plus grandes
subdivisions sont les éons, au nombre de 4 dont 3 au Précambrien (Hadéen, Archéen, Protérozoïque) et
le Phanérozoïque. Chaque éon est subdivisé en ères (Tabl.1), elles-mêmes partagées en périodes, dont
un grand nombre sont divisées en époques (cf. échelle stratigraphique).
Le Précambrien est une division des temps géologiques correspondant à l’intervalle écoulé entre
l’apparition de la Terre (4,6 milliards d’année), et le début du Paléozoïque (545 Ma). C'est la période
géologique la plus grande qui couvre 4 milliards d’années environ et représente près de 80 % ou les 8/9e
de l'histoire de la Terre. Actuellement, les roches précambriennes sont concentrées dans des zones
constituées de parties plus anciennes de la croûte terrestre appelées cratons. Il regroupe l’ensemble des
terrains antérieurs azoïques (sans fossiles) au Cambrien inférieur daté paléontologiquement par les
premiers trilobites.
La plupart de ces terrains primitifs sont métamorphisés et ont subit plusieurs plissements qui ne
facilitent pas l’établissement de la stratigraphie.
La limite inférieure du Précambrien remonte à la naissance de la terre (4,6 milliards) ; la limite
supérieure est facile à déterminer, car elle correspond à la base du Primaire, caractérisée par l’apparition
des premiers métazoaires dont le corps est protégé par un squelette calcaire. Le marqueur stratigraphique
de la base du Cambrien est un Trilobite, appartenant au genre Olenellus et Fallotapsis.
II - REPARTITION DES TERRAINS PRECAMBRIEN
Les roches du Précambrien sont assez largement réparties à la surface du globe. Mais 70 % de ces
terrains affleurent en Afrique qui représente par conséquent un des meilleurs endroits pour l’étude du
Précambrien, de même que le canyon du Colorado
La Fig. 15 est une coupe de Grand Canyon du Colorado. Il s’agit de la coupe géologique la plus
célèbre du monde montre une série précambrienne supportant des terrains du Primaires discordants et
transgressifs contenant une faune à trilobites de la zone à Olenellus, marquant la base du Cambrien. On
y distingue deux ensembles séparés par une discordance (discordance éparchéenne) : à la base, la série
archéenne métamorphique très plissée et recoupé par les granites (Formation de Vishnu) ; au-dessus, la
série algonkienne non métamorphique formée de conglomérats, marnes, et grès de couleur rouge avec
2
à la base, des intercalations de dolérites (Formation du Grand Canyon). Les terrains primaires et
précambriens sont séparés par une discordance (discordance huronienne). Les plus importants
affleurements de cette époque forment en effet aujourd’hui des cratons. Il s’agit de portions de croûte
continentale n’ayant été affectées par aucune déformation d’envergure.
Les zones stables de ces cratons sont appelées boucliers (fig.19). Ce sont de vastes régions stables de
roches magmatiques et métamorphiques sans couverture sédimentaire récente. On distingue plusieurs
boucliers : Bouclier canadien (correspond à toute la portion occidentale du Canada et à une grande partie
du Groenland), Boucliers baltique, australien et antarctique.
plate-forme stable
3
En Afrique, un vaste bouclier continental de roches précambriennes s’étend du sud de l’Atlas au cap de
Bonne-Espérance. A l’est, il englobe la péninsule arabe et Madagascar qui se détachèrent de l’Afrique à
l’ère tertiaire (cf. tectonique des plaques). On a découvert dans ces roches des fossiles de microorganismes datés de 3,2 milliards d’années.
Lorsqu’un bouclier est recouvert par une couverture sédimentaire de plus ou moins grande épaisseur,
n’ayant subit de mouvements tectoniques, on parle de plate-forme stable (fig.19) : c’est le cas des
plates-formes sibérienne et africaine. On désigne par noyaux d’anciens terrains précambriens (fig.19 B)
repoussés dans les chaines plus récentes et ramené en surface à la faveur des plissements.
III - LES SUBDIVISIONS
Dans le précambrien les divisons sont difficiles à établir ; le premier obstacle est l’absence de fossile
et aussi le critère orogénique est difficile à apprécier. La méthode utilisée est basée sur une analyse
lithologique (faciès caractéristique, lacunes, discordance), couplée à la géochronologie absolue. Cette
dernière méthode a permis de chiffrer approximativement les anciennes formations et de les comparer
au niveau régional et international.
Actuellement, le Précambrien est subdivisé en trois unités chronologiques appelées Eons :
- Le Hadéen (- 4600 Ma à -3800 Ma ) qui n’a pas de témoins stratigraphiques. Formation de la Terre
et de la Lune.
- L’Archéen (-3800 Ma à -2500 Ma) : Anciennes roches à organismes unicellulaires : il est
caractérisé par les roches les plus primitives de la Terre. L’Archéen est très métamorphique par rapport
au Protérozoïque ou Algonkien et renfermant des débris de fossiles. Ils sont séparés par une discordance
datée de – 2500 Ma (discordance éparchéenne). En Afrique de l’Ouest l’Archéen est appelé Dahomeyen
(terme ancien) ou Birrimien (terme récent).
- Le Protérozoïque (-2500 Ma à -542 Ma) : (signifie première vie) marqué par de nombreux
événements géologiques et biologiques (organismes multicellulaires primitifs). Il est subdivisé en quatre
termes en Afrique de l’Ouest : Libérien (le plus ancien), l’Eburnéen (choisi en Côte d’Ivoire), le
Tarkwaien (Tarkwa au Ghana) et le Voltaien.
1. - LE HADEEN : - 4 600 Ma - 4 000 Ma
1.1 - Pluie d'objets cosmiques
Le début de l'éon hadéen correspond à la formation de notre système solaire. Durant les premiers 100
Ma qui vont suivre, la Terre (et la Lune) va subir une pluie intense d'objets cosmiques : poussières,
cailloux, astéroïdes et planétoïdes qui font augmenter sa masse, son volume et son attraction. Les
vestiges de cet événement sont observés actuellement sur la surface lunaire qui n'a pas subi ontrairement
à la Terre de grands changements depuis cette époque.
1.2. - Augmentation de la température
Les impacts de tous ces objets cosmiques sur la surface de notre planète ont libéré des quantités
considérables de chaleur qui a fendu la surface de la Terre jusqu'à une profondeur de plus de 400 km
(fig.2). Une autre source de chaleur provient de la désintégration progressive des éléments radioactifs
emprisonnés dans les roches. D'immenses volcans prennent naissance en crachant des torrents de laves
t des panaches gigantesques de gaz et de vapeur d'eau. La Terre était donc une immense boule de feu
constituée de fleuves de lave et de plaines en fusion et elle était animée par de violentes explosions.
1.3 - Différenciation par gravité
Ce processus, déjà ébauché au moment de la formation de la Terre, se réactive après la formation de
la Lune et poursuit durant tout le Hadéen, au fur et mesure de la diminution lente de la température.
4
- Les éléments les plus lourds comme le fer et le nickel se concentrent au centre pour former le noyau.
- Les silicates plus légers se rassemblent autour du noyau en constituant le manteau.
- Les éléments volatiles, comme l'azote, l'hydrogène, l'eau, se dégagent à la périphérie en se mélangeant
à d'autres constituant de l'atmosphère primitive
1.4 - Formation de la croûte primitive
Vers - 4000 MA, à la suite d'un refroidissement lent, la terre devient d'abord pâteuse, puis la couche
superficielle durcit et résiste de mieux en mieux aux chocs. Elle se développe à partir du manteau
supérieur sur quelques centaines de mètres d'épaisseur et contient des éléments légers décomposition
chimique proche de celle des météorites pierreuses (aérolithes). On a obtenu un âge de 3.960 MA sur un
gneiss canadien. Cela montre d'une part qu'une croûte continentale existait déjà et qu'il y avait aussi des
agents géologiques externes pour l'éroder et donner des roches sédimentaires. On peut donc déduire que
l'hydrosphère était déjà présente au Hadéen.
1.5 - Hydrosphère
La vapeur d'eau issue du dégazage du manteau et présente dans l'atmosphère primitive, finit par
donner naissance, à la suite d'un abaissement important de la température, à un réseau hydrographique
et à des bassins sédimentaires. A cette époque l'hydrosphère primitive contenait des matières minérales
très diversifiées avec une quantité très importante de CO2dissous (HCO3) et de Fer. Ce dernier, issus
des météorites, n'avait pas les conditions nécessaires pour migrer vers le noyau de la Terre. Il a été lessivé
par le réseau hydrographique.
1.6 - Atmosphère primitive
La formation de l'atmosphère ne provient pas de la capture des gaz de la nébuleuse primitive. Les
éléments atmosphériques sont issus du dégazage du manteau qui se poursuit actuellement à l'occasion
des activités volcaniques. En effet, le rapport isotopique d’autres gaz rares, a permis de conclure que 80
à 85 % de l'atmosphère actuelle a été formé pendant le premier million d'années de la formation de la
Terre, à partir du dégazage du manteau lors des activités volcaniques.
L'atmosphère primitive est anoxique; elle était composée de CO2, d'azote, de l'eau et des traces de
méthane, d'ammoniac, de SO2, de HCl mais sans oxygène libre. Le CO2et le méthane ont induit un effet
de serre. L'hydrogène et l'hélium, plus légers, ont été progressivement dispersés dans l'espace.
L'atmosphère primitive était le siège d'importants orages, accompagnés de pluies acides induites par le
CO2, le HCl et le SO2atmosphériques.
1.7 - Vie primitive
Sur les fonds marins peu profonds et sous l'action de diverses formes d'énergies, commence la
synthèse abiotique, c'est à dire la transformation des matières minérales en premières molécules
organiques (molécules prébiotiques) en formant une couche épaisse. Les interactions chimiques entre
molécules ont permis l'apparition de nouvelles espèces moléculaires : acides aminés, oses, acides gras,
d'autres molécules importantes comme les Thio esters, les bases puriques, puis certains nucléotides.
Ainsi certains peptides ont pu se former par l'assemblage de quelques acides aminés entre eux en donnant
naissance l'ARN. Certains ARN se combinent entre eux, et forment ainsi un ARN plus long et donc des
peptides plus longs, parmi lesquelles, certains apportent de nouvelles propriétés. Ainsi une enzyme
permettant de fabriquer l'ADN a pu voir le jour.
A la fin de l'éon Hadéen, dans les grandes profondeurs, la vie primitive aurait débuté par l'apparition
des Archéobactéries qui sont des microorganismes anaérobiques vivants actuellement dans des
conditions extrêmes (haute température et haute pression) près des sources thermales des dorsales
océaniques.
5
2. – L'ARCHEEN : - 4.000 Ma – 2.500 Ma
L’Archéen correspond aux terrains dont l’âge est antérieur à 2,5 milliards d’années. Les recherches
ont montré que la Terre et les autres planètes se sont formées par accrétion de matière, il y a 4,55
milliards d’année (4,55 Ga). Cet âge de 4,55 Ga pour la formation de la terre est obtenu à partir de la
datation des météorites et non pas par les roches terrestre.
2.2 – Production des continents
Au début la croûte primitive est encore très mobile en raison de forts courants de convection qui
animent le manteau. Celle qu'on connaît actuellement commence, dès cette époque, à se former par des
phénomènes d'accrétion verticale grâce à une activité magmatique intense d’une part et à l’accumulation
de sédiments dans les bassins d’autre part. Ainsi commence la production des continents qui atteint plus
de 30% au volume actuel des masses continentales (fig.14).
Des phénomènes d’érosion et de sédimentation aboutissent à la formation de sédiments qui
s'engagent, par la suite, dans un cycle orogénique; c'est-à-dire elles seront déformés (plissements et
fractures polyphasés), métamorphisés et granitisés (mise en place des granites). Il en résulte la formation
de chaînes de montagne parmi lesquelles on peut citer la chaîne de l’orogénèse léonienne et de
l'orogenèse libérienne qui caractérise l'Afrique de l'Ouest.
A la fin du dernier cycle orogénique, les continents se sont consolidés en grandes plaques stables :
les cratons. Ces derniers actuellement affleurent dans certaines parties du globe terrestre qu’on appelle
boucliers ; ils sont recouverts en discordance angulaire par des sédiments plus récents, généralement
paléozoïques, peu ou pas déformés.
a) La différenciation chimique
Les matériaux constitutifs de la planète se
sont répartis par densité sous les effets de la
gravitation. La différenciation chimique a
amené vers le centre de la terre les éléments
lourds comme le fer et le nickel pour former un
noyau métallique. Les éléments chimiques plus
légers (silicium, oxygène, aluminium, etc.) sont
progressivement remontés vers la surface,
formant une écorce qui s’est refroidie et
solidifiée donnant la croûte terrestre (croûte
continentale, croûte océanique) enrichie en
silicates. Entre ces deux derniers s’est
différencié le manteau, riche en magnésium.
Les roches basiques, sombres et lourdes, tapissent les grands bassins et forment le plancher des futurs
océans (croûte océanique). D’importants mouvements de convection ont animé le manteau, faisant
remonter l’eau et les gaz du magma vers la surface. Une atmosphère primitive, composée presque
exclusivement de vapeur d’eau et de dioxyde de carbone, a ainsi pu se constituer.
La croûte continentale plus vieille (et plus stable) que la croûte océanique (au plus de 170 Ma), est celle
va fournir les principales archives nécessaire pour faire l’histoire de la terre. Le processus de formation de
la croûte continentale est très actif entre – 3,5 et – 2 milliards d’années, puis son intensité décline pour
cesser au début du Cambrien (il y a 540 millions d’années). Cette nouvelle croûte serait bombardée de
pluie de météorites beaucoup plus intense qu’aujourd’hui. Depuis le Cambrien, il ne se forme pratiquement
plus de croûte continentale. En revanche, la croûte océanique est renouvelée en permanence.
6
Il est à noter que l’âge des plus vieilles roches terrestres a été daté de 4,016 Ga par datation
radiométrique. Les premiers noyaux de croûte continentale ont donné des âges radiométriques qui
s’étendent entre - 4,016 et -2,5 Ga (Archéen). Ces premiers noyaux archéens se retrouvent au cœur des
boucliers précambriens.
b) Pétrographie
Les terrains archéens se différencient en trois grands ensembles : les complexes gneissiques, les ceintures
de roches vertes (‘’green belts’’) et des roches sédimentaires.
*Les formations granito-gneissiques formés de gneiss provenant de la transformation de roches
ignées ou de schistes argileux, contenant de grands intrusifs granitiques. Elles correspondent à des zones
où le métamorphisme, très intense, a entraîné d’importantes déformations. Les gneiss d’Amitsoq, dans la
province d’Isua (Groenland), et ceux de la formation d’Acosta du nord du Canada, constituent les plus
anciennes roches connues sur notre planète. Il s’agit de vestiges complètement métamorphisés d’une
ancienne croûte continentale d’environ 3,8 milliards d’années. Les roches de la formation d’Acosta sont,
semble-t-il, légèrement plus anciennes encore que celles d’Isua. Les datations radiométriques, qui restent
à confirmer, donnent des âges allant de 3,8 à 4 milliards d’années.
Un minuscule zircon découvert en 2001 dans des roches précambriennes en Australie-Occidentale, et
daté 4,2 milliards d’années témoigne de l’existence d’une protocroûte de type basalte alcalin plus
ancienne.
*Les ceintures de roches vertes (green stones) sont des terrains où alternent des séquences de laves
basaltiques (ressemblant aux volcanites des dorsales et ceux des zones de subduction) et des séries
sédimentaires, l’ensemble de la formation étant recoupé par des intrusions granitiques ayant occasionné un
important métamorphisme de contact. Les roches vertes d’âge archéen présentent un intérêt économique
de premier plan, car elles renferment d’importantes minéralisations.
* Les roches sédimentaires : ce sont des produits de l’altération et de l’érosion par l’eau ou le vent
d’anciens massifs rocheux. La plus vieille roche sédimentaire date de 3,8 Ga (par datation radiométrique),
indiquant l’apparition de processus d’altération et d’érosion par l’eau. Ce qui suppose qu’une partie de la
surface terrestre a été occupée par des océans à compter de 3,8 Milliards d’année. Les plus anciennes
connues appartiennent à la formation de fer rubané d’Isua (sud-ouest du Groenland) daté de 3,8 milliards
d’année. Il s’agit d’une roche finement litée, dans lesquelles les couches sombres, carbonées ont une
concentration en 13C réduite par rapport à celle de 12C. Ce fractionnement isotopique en faveur du 12C est
généralement le signe d’une activité biologique. La formation de Swaziland (Afrique du Sud 3,5
milliards d’année, contiennent elle aussi des traces de vie relevant de la paléontologie moléculaire
qu’organique.
➢ Les roches les plus anciennes
7
2.3 – Apparition des stromatolithes
Les cellules primitives anaérobiques des profondeurs finissent par atteindre la surface de l'eau et
évoluent en cellules à chlorophylle : les cyanophycées (= cyanobactéries) qui réduisent la teneur en CO2
et augmente celle de O2 dans les eaux, en permettant un grand développement des stromatolithes. Ces
dernières, sont des constructions laminaires fossiles qui se sont bien développées pendant les éons archéen
et protérozoïque. Elles sont caractérisées par une alternance de lits calcaires (claires) avec des lits calcaires
sombres riches en matière organique (fig.2).
Stromatolites du Bassin de Taoudéni (Gourma, Mali ; photo S. M. Tairou, 2007).
Actuellement, on observe des formations de structures semblables dans les milieux marins très salés ou
très agités forment des dépôts calcaires. Le lit le plus récent est constitué d'un tapis de consistance
gélatineuse, laminaire, composée d'un treillis de filaments bactériens dont plusieurs sont des
cyanobactéries. Ce tapis bactériens agit de deux façons : il piège les particules sédimentaires entre ses
filaments et il induit la cimentation carbonaté (CaCO) des particules sédimentaires, grâce à son activité
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photosynthétique qui, en consommant du CO, et en captant le Camarin, favorise ainsi la précipitation du
calcaire selon la réaction suivante: Ca+ 2HCO<=> CO+ CaCO+ H0. Les cyanobactéries possèdent de la
chlorophylle a qui leur permet, en présence de lumière, de libérer l'oxygène selon la réaction suivante :
6CO+ 6H0 => CHO+ 6O2.
2.4 –Précipitation du Fer de l'hydrosphère
Vers 3800 Ma, l'oxygène, produit par les
bactéries et les algues bleues, s'est d'abord accumulé
dans les bassins sédimentaires où il a été fixé par des
éléments oxydables comme le Fer. La plus grande
partie du Fer a ainsi précipité pendant l'Archéen. Ce
phénomène s’est poursuivi au début du
Protérozoïque (entre -2.500 Ma et -2.000 Ma) pour
former les grands gisements de fer rubané du
Précambrien qu'on connaît actuellement.
2.5 – Atmosphère : La planète s'est habillée peu à peu d'une atmosphère dense et épaisse mais avec une
teneur en O2 très faible. En effet certains sédiments d'Afrique du sud, datés de -2.700 Ma à -2.500 Ma, sont
riches en uraninite (U3O8) caractérisant ainsi un milieu sédimentaire deltaïque peu profond et très agité et
qui est en équilibre avec l'atmosphère. Si cette dernière contenait de l'O2, l'Uranite sera déstabilisée car elle
est soluble dans l'oxygène.
9
3 – LE PROTEROZOÏQUE (-2.500 Ma à -542 Ma)
3.1 – Evolution géologique
Le Protérozoïque est une période des temps géologiques (éon) comprise entre la fin de l'Archéen (2,5 milliards d'années [Ga]) et le début du Phanérozoïque (- 0,543 Ga). Il est subdivisé en trois parties
(érathèmes) qui sont, de la plus ancienne à la plus récente : le Paléoprotérozoïque, qui s'étend de - 2,5 à
- 1,6 Ga ; le Mésoprotérozoïque, de -1,6 à - 1 Ga ; enfin, le Néoprotérozoïque, de - 1 Ga à - 0,543 Ga
(cf. figure).
D'une durée de 2 Ga, le Protérozoïque est
marqué par l'apparition des premières faunes de
métazoaires (animaux pluricellulaires).
Il
correspond à la croissance des masses
continentales (fig. 20); en effet le volume de la
croûte continentale a augmenté tout au long du
Protérozoïque et un grand nombre de chaînes de
montagnes s'édifient. Ces dernières ont depuis
lors été arasées ou incorporées dans des chaînes
plus récentes. Il s’agit aussi d’une période de
Fig. 20
remaniement de la croûte existante : autour des
cratons archéens, différentes phases orogéniques
façonnent de vastes ensembles plissés.
Au cours de cette période, la tectonique des plaques a joué sur la ré partition des masses continentales. La
croûte terrestre se découpe en blocs ; ces blocs constituent de ébauches de continents stables, les cratons
entourés par des ceintures de chaine mobiles ont subi différentes phases orogéniques et plusieurs phases
de plissement.
Le déplacement des plaques entraînera la formation de chaîne de montagne accompagnée de
métamorphisme variable, comme en témoigne la chaine de Grenville (chaine de collision comme
l’himalaya), formé à la fin du Protérozoïque ; elle serait issue de la collision entre le bouclier NordAméricain et le bouclier Sud-Américain. Les premières collisions entre plaques lithosphériques semblent
dater également du Protérozoïque moyen, il y a 1,5 milliard d’années (cf. tectonique des plaques).
Après l'établissement des premiers noyaux continentaux à l'Archéen, le volume de la croûte continentale
a augmenté progressivement tout au long du Protérozoïque qui a une durée de près de 2.000 Ma. À la fin
du Protérozoïque, le volume des masses continentales avait atteint celui que nous connaissons aujourd'hui.
Cette évolution résulte d'un ensemble de phénomènes géologiques durant de plusieurs cycles orogéniques
qui ont servi de base pour subdiviser le Protérozoïque en trois époques : le Protérozoïque inférieur
(Paléoprotérozoïque : -2.500 à -1600 Ma), le Protérozoïque moyen (Mésoprotérozoïque : -1600 à –900
Ma) et le Protérozoïque supérieur (Néoprotérozoïque : -900 à -542 Ma).
Dans l'Anti-Atlas Marocain on a mis en évidence deux chaines orogéniques précambriennes:
- l'orogenèse éburnéenne caractérisée par d'anciens dépôts, suivis vers -1800 Ma, de déformations, de
granitisations et de métamorphismes de haute pression pendant le protérozoïque inférieur,
- l’orogénèse panafricaine pendant le protérozoïque supérieur dont le maximum de déformation a été
réalisé vers - 900 à -850 Ma.
- Vers -2000 Ma et -850 à -650Ma, la planète a connu des glaciations générales qui a modifié le caractère
sédimentaire.
10
- Vers -750 Ma, les océans ont de nouveau tous fermés et la coûte continentale formait un supercontinent
qu'on appelle le Rodinia (fig.4).
L'étude des terrains protérozoïques passe aujourd'hui avant tout par une datation rigoureuse, le plus
souvent par la méthode uranium-plomb (U-Pb) sur zircon, des diverses roches magmatiques et des
événements tectono-métamorphiques mis en évidence sur le terrain par les techniques classiques de la
géologie (cartographie, pétrologie, analyse structurale). Les analyses isotopiques (méthodes Nd-Sm et RbSr en particulier), sur les roches magmatiques, permettent de distinguer la « croûte juvénile » (c'est-à-dire
formée par des édifices volcaniques et plutoniques extraits directement du manteau) et la croûte plus
ancienne « recyclée » (c'est-à-dire incorporée dans une chaîne de montagnes plus jeune).
Les fragments de croûte archéenne des cratons sont presque toujours ceinturés par des formations
paléoprotérozoïques. Il est admis que deux supercontinents ou mégacontinents se sont formés
successivement au cours du Protérozoïque : le Rodinia (vers - 1,1-1 Ga) (fig. 21), puis le Gondwana (entre
- 600 et -550 Ma), au sein desquels sont conservés les cratons d'âge archéen à paléoprotérozoïque.
3.2 – Poursuite du dépôt de fer
Le fer rubané archéen, continue à se déposer jusqu'à sa disparition du milieu aquatique puis apparaissent
d'autres minerais de fer différents appelés couches rouges continentales. Ces dernières résultent de
l'oxydation du fer dans les sols des continents. La différence de milieu de formation a son importance car
elle montre clairement qu'avant -2.000 Ma l'atmosphère est dépourvue de O2.
3.3. – Atmosphère
Grâce à la photosynthèse les cyanobactéries se sont mises à puiser le dioxyde de carbone de l'atmosphère
et à le remplacer par de l’oxygène. Ce dernier, sous forme de gaz, s'échappe du milieu aquatique pour
enrichir l'atmosphère primitive. En altitude, sous l'effet des éclairs et des rayonnements UV une partie
d’O2 est transformée en ozone (O3) qui forme un écran protecteur aux UV. Ainsi à partir de -2.000 Ma,
lorsque la concentration en O2 était égale à 1 % de sa concentration actuelle, les UV ne pénétraient plus
dans l'eau au-delà de 30 cm. La vie n'est encore possible que dans l'eau. Vers -1.500 Ma, l'oxygène, se
change en ozone qui, progressivement, protégera la surface terrestre des rayons ultraviolets nocifs et
permettra à la vie de s'installer sur les continents.
3.4. La vie au Précambrien
La vie apparaît très tôt dans les océans au cours du Précambrien avec l’apparition d’un milieu oxygéné. En effet,
certaines roches de la région d’Isua (Groenland), âgées de 3,8 milliards d’années, ont livré des indices qui témoignent
de la présence d’organismes vivants. Les cyanobactéries, qui existent encore de nos jours, comptent parmi les
premières formes de vie à être apparues sur Terre. Vers la fin de cette période (-800 Ma), apparaissent les premiers
métazoaires médusoïdes (sans squelette) découverts en Australie (connus sous le nom faune d’Ediacara) représentés
11
– entre autre - par des daté de -670 à -570Ma méduses alors que le taux d'O2 = 5% du taux actuel (Ediacara Hills
au Nord d'Adélaïde.
A la fin du Précambrien, la vie se limite au
milieu aquatique; elle est marquée par une très
grande diversité d'espèces unicellulaires et
pluricellulaires. La plupart des groupes actuels
étaient présents à cette époque; d'autres ont
disparues depuis, y compris la faune d’Ediacara
qui s’est éteinte il y a environ -550 millions
d'années. Il faut noter que les algues et les lichens,
à cette époque, bordaient les océans. Cette
période est caractérisée par le règne et le déclin
des stromatolithes.
4 - Les climats du Précambrien
La nature du climat dans ces temps éloignés est encore mal connue. On sait néanmoins qu’à l’origine,
l’oxygène est absent de l'atmosphère primitive et le gaz carbonique plus abondant. En conséquence, l’effet
de serre dû à la présence du gaz carbonique serait à l’origine des températures élevées et aussi d’une
humidité plus grande, ce qui n’excluait pas des épisodes glaciaires. En effet des sédiments glaciaires de la
formation de Witwatersrand, en Afrique du Sud, représentent les plus anciens indices d’un refroidissement
planétaire, il y a 2,8 milliards d’années. La première glaciation bien identifiée est la glaciation huronienne,
qui survient entre - 2,4 et - 2,1 milliards d’années. Enfin, la fin du Précambrien est marquée par trois autres
épisodes glaciaires majeurs, il y a 950, 775 et 600 millions d’années. Le dernier est considéré comme le
plus dramatique de toute l’histoire de la Terre. La planète est en effet presque entièrement gelée.
12
DEUXIEME PARTIE – LE PALEOZOÏQUE
Le Phanérozoïque est subdivisé en trois ères : l’ère Paléozoïque (- 570 à - 240 Ma), l’ère Mésozoïque
(- 240 à - 65 Ma) et l’ère Cénozoïque (de - 65 Ma à nos jours). L’histoire du Phanérozoïque est mieux
connue que celle du Précambrien, car les couches précambriennes sont enfouies sous celles du
Phanérozoïque, et surtout les couches phanérozoïques sont riches en fossiles diversifiés, permettant de faire
de bonnes datations, alors que le Précambrien ne contient que des bactéries impropres aux datations.
Le Paléozoïque ou ère Primaire, (du grec palaios, « ancien », et zôon, « être vivant, animal ») division
des temps géologiques s’étendant de - 545 millions d’années à - 250 millions d’années (Ma). L'ère
paléozoïque, qui signifie l'ère de la vie ancienne. Il a duré environs 300 Ma. Elle enregistre une grande
biodiversité au sein des différents écosystèmes marins et terrestres.
Sa limite inférieure correspond à l’apparition de la presque totalité des embranchements d’animaux
connus actuellement (explosion cambrienne) et précisément à la ‘’zone de Olenelus (Trilobite)’’ qui
correspond au sommet du Précambrien.
Sa limite supérieure est difficile à définir sur le
plan lithologique car dans les zones de
sédimentation continentale, il existe un passage
continu de la sédimentation dans laquelle on
retrouve un mélange de la faune permienne et celle
du Trias. Ainsi, sa limite supérieure correspond une
extinction
majeure
ayant
contribué
au
renouvellement de la faune et de la flore.
L’acquisition de la capacité de minéralisation des
tests et carapaces chez de nombreuses formes de vie
en a facilité la conservation. Aussi, il existe une
phase orogénique qui a permis de fixer cette limite
Fig. 23 : Les subdivisions du Paléozoïque.
supérieure ; il s’agit de la phase Palatine de
l’orogenèse hercynienne.
Subdivision
Le Paléozoïque est divisé en six périodes : le Cambrien (- 570 à - 500 Ma), l’Ordovicien (- 500 à
- 435 Ma), le Silurien (- 435 à - 410 Ma), le Dévonien (- 410 à - 380 Ma), le Carbonifère (- 380 à
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- 290 Ma), et le Permien (- 290 à - 240 Ma). Les trois premières constituent le Paléozoïque inférieur, les
trois dernières le Paléozoïque supérieur.
Chaque période est caractérisée par des événements marquants : le Cambrien par la conservation des
premiers invertébrés à tests calcaires ; l’Ordovicien par l’apparition des premiers poissons primitifs ; le
Silurien par le développement des premières plantes et la colonisation des terres émergées ; le Dévonien
l’enregistrement de la colonisation des milieux terrestres par les animaux ; le Carbonifère par la
prolifération des forêts et la conservation de la mémoire du charbon et, enfin, le Permien par l’assemblage
du méga-continent Pangée.
Quatre séquences transgressive-régressive majeures, c’est-à-dire des avancées et retraits de la mer, sont
enregistrées pour le Paléozoïque et caractérisent les principales fluctuations du niveau des mers associées
aux mouvements de tectonique des plaques. Le climat est contrasté et les épisodes d’humidité et d’aridité
se succèdent. Toutefois, la formation au Permien d’un méga-continent provoque un réchauffement général
et une période d’assèchement climatique qui se poursuit au Mésozoïque inférieur. L’histoire de la vie au
Paléozoïque est ponctuée, au cours de son développement, par des grandes crises. Il en est ainsi à la fin du
Cambrien, de l’Ordovicien, au Dévonien supérieur et au Permo-Carbonifère. Ces crises provoquent la
disparition de certains groupes terrestres ou marins.
2.2 - CLIMAT
Le climat du Paléozoïque est dans l’ensemble humide et ponctué par deux phases majeures de
glaciations (ordovicienne et permo-carbonifère). La première partie du Paléozoïque est caractérisée par
un refroidissement progressif du climat planétaire, dont l’apogée se situe à la fin de l’Ordovicien, marqué
par un âge glaciaire. La Glace (Inlandsis) recouvre la plus grande partie du Gondwana méridional (Brésil,
Argentine, Afrique-Sahara, Inde). L’eau des océans étant immobilisée dans les calottes glaciaires polaires,
le niveau des mers s’abaisse de plus de 300 m. Au Silurien et au Dévonien, la température remonte
considérablement. La fonte des glaces entraîne une forte élévation du niveau des océans et l’extension de
mers chaudes et peu profondes, favorables au développement de grandes formations récifales. La
transgression marine entraîne la formation de mers épicontinentales (qui déposent des conglomérats, des
grès …).
Une troisième phase de refroidissement semble s’ébaucher au Dévonien supérieur (Frasnien supérieur).
Aux périodes de refroidissement sont associées des extinctions de certains organismes. La phase
principale de glaciation fini-Paléozoïque débute dès le Carbonifère qui affecte surtout les hautes latitudes,
les régions équatoriales bénéficiant au contraire d’un climat exceptionnellement chaud et humide.
Le Permien est globalement moins froid mais beaucoup plus sec ; et l’extension de ses glaciers est
semblable à celle enregistrée au cours de la période récente du Pléistocène.
2.3 - ACTIVITES GEOLOGIQUES
Le Paléozoïque est marqué par de profondes modifications du paysage paléogéographique. Il correspond
à un épisode d’agrégation des continents après avoir enregistré la rupture du méga-continent (Rodinia) qui
existait antérieurement dès le Précambrien. Il est caractérisé, dès l’Ordovicien, par l’assemblage de grandes
plaques continentales comme par exemple celle de la Laurussia (constituée des continents FennoscandieBaltique et Laurentia-Groenland) et par ailleurs par la fragmentation de la marge septentrionale de la
plaque continentale du Gondwana en micro-plaques séparées par différents bassins océaniques. Les océans
Iapetus et Tornquist se referment lors de la formation de la plaque continentale Laurussia à l’Ordovicien
terminal (Dallmeyer, 1988). Leurs vestiges, sous forme d’ophiolites (morceaux d’une ancienne croûte
océanique), sont disséminés le long des nappes de charriages au niveau des zones de suture des différentes
plaques continentales. Le Paléozoïque supérieur est marqué par la formation d’un super-continent ou
Pangée dont le corps principal est constitué des continents de la Laurussia, au Nord et du Gondwana, au
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sud. Les micro-plaques issues de la marge septentrionale du Gondwana ont achevé leur regroupement avec
le continent de la Laurussia dès le Silurien. Le super-océan Panthalassa entourant la Pangée est régi par
des circulations océaniques importantes.
2.4- PALEOGEOGRAPHIE
Plusieurs cycles de déformation de la croûte terrestre (cycles orogéniques) se succèdent au Paléozoïque.
Il s’agit des mégacycles calédonien, pré-hercynien et hercynien. Le cycle calédonien s’étend du Cambrien
au Silurien, et provoque la formation de chaînes de montagnes (en Scandinavie, Ecosse, Irlande et
Appalaches pro parte) découlant de la disparition des Océans Iapetus et Tornquist par enfoncement sous
les continents par les mécanismes de subduction. Le cycle hercynien se déroule du Dévonien au Permien
inférieur et génère une ceinture de chaînes de montagnes qui correspondent aux reliefs de OuachitaAppalache, Mauritanides et Varisque (Europe). Cette ceinture constitue la suture entre les continents de la
Laurussia et du Gondwana qui finissent par s’assembler définitivement au Permien inférieur.
La partie sud du Gondwana est située au Paléozoïque supérieur à des latitudes circum-polaires et
l’occupation des calottes glaciaires augmente progressivement du Dévonien au Permien inférieur.
L’Europe centrale et de l’ouest est dominée, à cette époque, par une sédimentation cyclique d’influence
glacio-eustatique. La Pangée commence à se fragmenter dès le Permien supérieur. Les dernières phases de
déformation du cycle hercynien en Europe sont considérées comme les précurseurs de la rupture de la
Pangée qui se développera au Mésozoïque.
A la fin du Précambrien, les continents sont regroupés en un seul supercontinent qu’entoure un vaste et
unique océan. Au cours des 300 millions d’années que dure le Paléozoïque, ce supercontinent se disloque
en masses continentales indépendantes, puis se reconstitue progressivement pour former la Pangée (fig.25)
. Il a fallu de 200 Ma pour rassembler les morceaux de la Pangée, soit de l’Ordovicien au Permien. Et
il en faudra 200 autres, soit de la fin du Trias à aujourd’hui pour disperser les morceaux de la Pangée, une
dispersion qui se poursuit toujours. Le Paléozoïque est caractérisé par deux grands cycles de formation de
chaîne de montagne (cycles orogéniques): l’orogenèse calédonienne (Paléozoïque inférieur) et
l’orogenèse hercynienne ou varisque au Paléozoïque supérieur). Le Cambrien est la première période
de l'histoire de la Terre nous ayant livré des fossiles en quantité.
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CHAPITRE 9 - ERES GEOLOGIQUES : MESOZOÏQUE ET CENOZOIQUE
❖ LE MESOZOÏQUE
Le Mésozoïque (du grec mesos, « moyen », et zôon, « être vivant, animal »)
ou ère Secondaire, division des temps géologiques s’étendant d’environ - 250 millions d’années à
- 65 millions d’années. Il se compose de trois périodes, le Trias (- 240 à - 205 Ma), le Jurassique (- 205
à - 138 Ma) et le Crétacé (- 138 à - 65 Ma).
1 - LES LIMITES
La limite inférieure a été établie à partir des critères d’ordre paléontologiques et orogéniques (cycles
hercynien et alpin). La limite supérieure est fondée sur la paléontologie seule, puisque le cycle alpin
correspond également au Tertiaire, bien que dans certaines régions se situe une phase orogénique
importante (phase laramienne) à la limite des deux systèmes.
2 – PALEOGEOGRAPHIE
2.1 – ACTIVITES GEOLOGIQUES
* Orogenèses : Contrairement à la période précédente, l’ère Mésozoïque est celle d’un calme relatif
au point de vue orogénique. L’activité orogénique du Mésozoïque constitue la phase préliminaire du
grand cycle orogénique alpin qui se développera durant le Cénozoïque. Le cycle hercynien s’est achevé
au Permo-Carbonifère. On distingue alors deux grands ensembles géographiques :
• le premier englobe les deux Amériques, dont le déplacement vers l’ouest est à l’origine des phases
orogéniques andine et névadienne qui voient la formation, en Amérique du Sud, de la cordillère des
Andes, et en Amérique du Nord, de la Sierra Nevada. De nouvelles déformations affectent ces régions
à la fin du Mésozoïque pour donner naissance aux montagnes Rocheuses (phase laramienne) ;
• le second est celui de la Téthys où se produisent, à la fin du Jurassique et au Crétacé, par rotation
de l’Afrique vers le nord-est, les premières grandes poussées alpines, d’abord dans les Alpes centrales
et orientales puis dans le sud-est de la France.
I - Trias
de -245 Ma à-203 Ma
1) Evolution des continents
C'est une période assez calme. La sédimentation gréseuse et argileuse, commencée au Permien,
continue sur les continents, on parle souvent de Permo-Trias car la limite entre les deux périodes est
imprécise. Des Forces distensives s'exercent sur le supercontinent de la Pangée qui commence par se
morceler et entraînent : 1) la naissance d’un volcanisme basaltique continental qui annonce la future
ouverture de l’océan atlantique ; et 2) l’ouverture de l’océan Téthys à l’Est de la Pangée (Fig. 34).
1) Evolution de la biosphère
Après les grandes extinctions du Permien, le début du Mésozoïque est le témoin d’un nouvel essor
de la vie. L’événement paléontologique le plus spectaculaire du Mésozoïque demeure cependant
l’étonnante diversification des reptiles, au point que l’on a donné au secondaire la dénomination d’«
âge des reptiles ». Parmi les invertébrés, certains mollusques commencent à jouer un rôle prépondérant
dans les mers et notamment, parmi les céphalopodes, les ammonites, et les bélemnites. Parmi les autres
formes marines, les ostracodes et les foraminifères abondent dans les zones littorales très peu
profondes, de même que les brachiopodes, les échinodermes et les coraux. Sur la terre ferme, les
insectes connaissent une très importante diversification, parallèlement à l’apparition et à l’expansion
des plantes à fleurs, au Jurassique et surtout au Crétacé.
(Fig. 34)
Un climat chaud et humide règne sur l'ensemble de la Terre, favorisant le développement d'une
jungle marécageuse avec des fougères géantes et des conifères(Gymnospermes).
-Arrivée des premières grenouilles (Amphibiens) et des tortues.
-Fin des Thérapsidés (dimétrodon) apparus au Permien = reptiles mammaliens à l'origine des
mammifères.
Les premiers mammifères apparaissent, mais sont cantonnés à des espèces de petite taille, du genre des
musaraignes. - Archosaures (= premiers reptiles du Permien) évoluent en donnant naissance aux :
* Ptérosaures= reptiles volants.
* Premiers dinosaures de petite taille comme Coelophysis.
* Crocodiliens (groupe actuel).
*Ichtyosauriens ou les plésiosaures (reptiles aquatiques ayant l'allure de dauphins).-Les insectes sont
maintenant assez semblables aux groupes actuels.
-Apparition d’un groupe de Céphalopodes : les Cératites.
- Sur la terre ferme, les plantes sont exclusivement des fougères, des mousses ou des conifères. La flore
marine comprend une très grande variété d’algues.
II - Jurassique
- 203 Ma à-135 Maa
Au début du Jurassique cette dislocation aboutit, à la constitution de deux masses continentales
distinctes, la Laurasie (Amérique du Nord, Europe et Asie) au nord et le Gondwana (Amérique du
Sud, Afrique, Australie et Antarctique, principalement) au sud, séparées par un océan allongé d’est en
ouest, la Téthys (fig. 24 A, B) dont la Méditerranée est un vestige.
1) Evolution des continents
• Jurassique inférieur
Fragmentation de la Pangée qui commence d’abord du côté de la Téthys, suivi par la naissance d’un
arc volcanique (zone de subduction) au niveau des plaques asiatiques
Fig.
• Jurassique moyen
-la Téthys, sous la forme d'une dorsale, sépare complètement la Pangée en deux parties :le Gondwana
au Sud et la Laurentia au nord
-la dorsale Atlantique commence à prendre forme
-L'Inde commence à dériver vers le Nord-Est avec l'ouverture de l'océan Indien, Madagascar lui est
encore lié.
• Jurassique supérieur: - naissance de la subduction du Pacifique = début de la formation des Andes et de la Sierra Nevada sur
les continents Américains (début de l’orogenèse andine) ;
-fragmentation de la Pangée devenue plus évidente et qu'elle a commencé à individualiser les masses
continentales que nous connaissons aujourd'hui.
2) Evolution de la Biosphère
La limite Trias-Jurassique est marquée par de nombreuses extinctions suivies rapidement par une
diversification du monde vivant marquée par :
- l’apparition des premiers poissons Téléostéens qu’on connaît actuellement, ancêtres des poissons
osseux (ostéichtyens) modernes, commencent à peupler les mers ;-la domination et la diversification
des Reptiles représentés par : *les Ichtyosaures en mer et qui peuvent atteindre 10 m de long,*les
Plésiosaures dans les mers, caractérisés par un grand corps plat, un long cou et de larges nageoires *les
Dinosaures sur terre ;-les Mammifères sont encore très petits et peu différenciés ;-l’apparition des
premiers oiseaux: (Archeopteryx) au Jurassique supérieur ;
- l’apparition d’un autre groupe de Céphalopodes : les Ammonites caractéristiques de l'ère mésozoïque,
et de bélemnites ;-l’apparition des Angiospermes (plantes à fleurs) qui cohabitent avec les
Gymnosperme (conifères) ; la flore jurassique est dominée par les cycadales, arbres à port de palmiers
;- dans les mers, de nouveaux groupes d'invertébrés se développent : des foraminifères, des coraux, des
oursins irréguliers, des brachiopodes (les rhynchonelles et les térébratules) ; de crustacés modernes
(homards, crevettes) ;
- Sur la terre ferme, nombreux sont les insectes modernes comme les mites, les mouches, les
coléoptères, les sauterelles et les termites.
- les mammifères de cette période sont nombreux et diversifiés mais restent de taille modeste (aucun
ne dépasse celle d'un chiot).
La fin du Jurassique est marquée par l'apparition des premiers oiseaux, comme l’archéoptéryx, le plus
ancien oiseau connu.
III - Crétacé
1) Evolution des continents
Au début du Crétacé, d’autres dislocations succèdent à cette grande ouverture médiane. Le Gondwana
se morcelle ; des blocs s’individualisent (l’Inde, l’Australie, l’Antarctique) et commencent à s’écarter
de l’Afrique à laquelle ils étaient jusqu’alors soudés. L’océan Indien se forme et le canal de
Mozambique prend place entre Madagascar et la côte orientale de l’Afrique. Une nouvelle fracture de
l’écorce terrestre, qui deviendra le rift médio-atlantique (fig. 36), apparaît également. Cette fracture
s’installe d’abord entre l’Afrique du Nord-Ouest et l’Amérique du Nord, avant de s’élargir au Crétacé
pour former un véritable océan entre l’Afrique et l’Amérique du Sud d’abord, entre l’Europe et
l’Amérique du Nord ensuite.
Ainsi, la plaque continentale africaine se détache du Gondwana et dérive vers le nord, soumettant
les sédiments de la Téthys à des forces compressives puissantes.
Ce processus marque les débuts de l’orogenèse des Alpes. Pendant ce temps, le sud de l'océan
Atlantique nouvellement créé s'élargit, accentuant la séparation entre l'Afrique et l'Amérique du Sud
(fig. 36). Plus à l'est, l'Inde, dégagée définitivement du Gondwana, dérive vers le nord, poussant et
plissant devant elle les sédiments de la Téthys orientale en des rides qui donneront naissance à
l'Himalaya. L'Antarctique et l'Australie, encore soudés, dérivent vers le sud et l'ouest.
Le mouvement de l'Amérique du Nord vers l'ouest provoque le soulèvement des montagnes
Rocheuses et de la Sierra Nevada en Californie. Comme la surrection des montagnes Rocheuses bloque
à l'ouest le drainage de la mer du Crétacé inférieur, l’intérieur des terres de la partie occidentale de
l'Amérique du Nord se transforme en une vaste plaine marécageuse. Au crétacé supérieur, cette région
est recouverte par une mer s’ouvrant au sud sur l’Atlantique. A l'est, les sédiments produits par l'érosion
des Appalaches forment la plaine côtière atlantique.
*Activités magmatiques : Comme toujours durant les périodes de distension et de fragmentation,
l’activité magmatique se manifeste par l’épanchement d’énormes quantités de laves basaltiques dans
les zones de fracture de l’écorce terrestre. Ainsi, en Sibérie, le gigantesque plateau résultant de
l’empilement de coulées de lave sur une épaisseur de 1 km et une superficie de 1 500 000 km2, date
du Trias. Au même moment, une activité semblable s’amorce en Afrique du Sud ; elle se poursuit au
Jurassique. A la fin du Crétacé se mettent également en place les énormes coulées de lave (les trapps)
du plateau du Deccan, en Inde.
* Eustatisme : Parallèlement à cette activité orogénique, le Mésozoïque, et plus particulièrement le
Jurassique et le Crétacé, connaissent une remontée extrêmement marquée du niveau des eaux. La mer
progresse alors sur d’immenses plates-formes littorales où s’accumulent de très importants dépôts
calcaires. Ce sont précisément les strates crayeuses très épaisses accumulées durant cette transgression
majeure, sur de vastes territoires d’Europe et d’Amérique du Nord, qui ont donné leur nom au Crétacé
(du latin creta, « craie »).
Crétacé inférieur
*une accentuation de l'ouverture en ciseaux à l'ouest a entraîné une accentuation de la fermeture de la
Téthys à l'est ;
*début de rupture entre l'Amérique du Sud et l'Afrique ;
*Une dorsale ouvrit un océan entre le bloc de l'Afrique-Amérique du Sud et le bloc de l'AntarctiqueInde-Australie; c'était l'embryon de l'Océan Indien.
Crétacé moyen :
*séparation entre l'Amérique du Sud et l'Afrique fut définitive; une longue mer linéaire, avec une
dorsale médiane, divisait ces deux continents.
*Au sud, une dorsale en Y s'établissait; une branche séparait l'Inde de l'Afrique, une autre séparait le
bloc Antarctique-Australie de l'Inde. C'est à la faveur de cette dernière branche que l'Inde a commencés
sa longue migration vers le nord. *Au nord, la Téthys continuait à se refermer
2) Évolution de la biosphère
- développement des Oiseaux, des Reptiles géants,
- des Mammifères primitifs ; parmi les mammifères de cette période figurent les premiers marsupiaux,
et les premiers mammifères placentaires (qui sont insectivores).
- développement des Plantes à fleurs ; grâce à leur pollen, qui favorise une dispersion plus aisée, ces
plantes à fleurs colonisent la majeure partie de la planète ; vers la fin du Crétacé, de nombreuses espèces
modernes d'arbres et d'arbustes ont déjà fait leur apparition. Elles représentent plus de 90 % de la
végétation répertoriée. - apparition des premiers primates ;- Apparition des premiers serpents et des
premiers lézards : - extinction massive disparition totale des Dinosauriens, des Ammonites, des
Poissons primitifs, causée probablement par l'impact d'un astéroïde au Mexique, un changement de
climat ou à des éruptions volcaniques ;
- crise biologique : la fin du Crétacé, et donc la fin du Mésozoïque, est marquée par une crise
biologique majeure (crise crétacé-tertiaire) qui voit la disparition de près de 75 % des espèces animales,
et tout particulièrement l’extinction totale et définitive des Ammonites dans les mers et des dinosaures
sur les continents.
2.2 - Le climat du mésozoïque
Le climat est uniformément chaud ; il favorise le développent des récifs. On note un refroidissement
général à la fin du mésozoïque qui aura une conséquence sur les faunes et flores.
❖ LE CENOZOÏQUE
Le Cénozoïque (du grec koinos, « commun » et zôon, « être vivant, animal »), est la
dernière division des temps géologiques, qui a débuté il y a 65 millions d’années (Ma). Il représente le
1/3 du secondaire et le 1/6 du Primaire. L'ère cénozoïque, qui signifie l'ère de la vie récente ; c’'est
l'ère la plus courte de toutes.Pendant longtemps, le Quaternaire était considéré comme une ère
distincte. Aujourd’hui, le Tertiaire et le Quaternaire sont vus comme les deux périodes constitutives de
l’ère Cénozoïque.
La partie inférieure du Cénozoïque, le Tertiaire (- 65 à - 1,6 Ma) est considéré comme ‘’l’âge des
mammifères ‘’, par opposition au Mésozoïque qui était ‘’l’âge des reptiles’’. Il est subdivisé en deux
périodes : le Paléogène, qui regroupe le Paléocène (Paleos = ancien), l’Eocène (Eos = aurore) et
l’Oligocène (Oligo = peu) ; le Néogène est subdivisé en deux étages : Miocène (Meios=moins) et
Pliocène (Pleios=plus). La partie supérieure du Cénozoïque, le Quaternaire (de - 1,6 Ma à aujourd’hui)
est divisé en Pléistocène et Holocène.
1 - Les limites
* Limite inférieure : Plusieurs arguments militent en faveur d’une grande coupure entre le
Mésozoïque et le Cénozoïque :
- critère paléontologique : crise K/T ayant provoqué la disparition de groupes entiers (par ex : les
foraminifères Globotruncana); dans les mers renouvellement de la faune avec apparition des premiers
organismes planctoniques caractéristique du Cénozoïque (Globorotalia, Globigerine); et de grands
foraminifères, les Nummulites apparu au Paléocène supérieur et qui ont persisté du jusqu’à
l’Oligocène, d’où le nom Nummulitique donné à cet intervalle ;
- critère lithologique : renouvellement des faciès avec une augmentation de dépôts coquillers
néritiques ;
- critère eustatique : nouvelles transgressions sur les marges continentales après la grande régression
de la fin du Crétacé ;
- critère orogénique : fin de l’orogenèse laramienne et le début de l’orogenèse alpine ;
Cette limite pose le problème des étages Danien (défini avant la fin de la régression crétacé) et
Montien ; ce dernier étant défini après la transgression.
* Limite supérieure : Elle correspond à l’instant présent ; elle pose le problème du Quaternaire
caractérisé par l’apparition de l’homme et par une succession de glaciation.
2 – PALEOGEOGRAPHIE
2.1 – ACTIVITES GEOLOGIQUES
Le cénozoïque est une ère d’intense activité tectonique. A l’échelle mondiale, les grandes masses
continentales poursuivent leur dérive consécutive à la dislocation de la Pangée entamée à la fin du
paléozoïque et au début du mésozoïque.
1) Eocène
L’Eocène, l'océan Atlantique était véritablement individualisé ; à la fin de l’Eocène, la séparation est
complète entre l’Europe et l’Amérique du Nord (fig. 26 A).
L'isthme de Panama, formé à la fin de l'ère, relie les deux Amériques. L’ensemble de la masse
eurasiatique se déplace vers le sud-est, mouvement qui vient comprimer la Téthys, la mer qui occupe
alors, entre Afrique et Eurasie : C'est ici qu'est née la Méditerranée. L'océan Téthys se refermait de
plus en plus pour former progressivement la chaîne alpine en Afrique du Nord et de l'Europe à l’Iran.
Ce rapprochement de l’Europe et de l’Afrique est à l’origine de l’orogenèse alpine.
Paléocène : l’Australie se sépare de l’Antarctique et de la Tasmanie et remonte vers l'Asie.
A la fin du Paléogène, l'Afrique et l'Inde remontent et viennent au contact de l'Eurasie.
1) Miocène : La collision engendrant une série de chaînes montagneuses allant des Alpes à
l'Himalaya (fig. 38) : la plaque indienne emboutissait la Chine, créant ainsi l'Himalaya.
Les massifs provençaux, les Pyrénées, les chaînes Ibériques, ainsi que les chaînes de l’Atlas en
Afrique du Nord, se mettent en place durant le Paléogène. Pendant la même période, les Alpes internes
sont sujettes à des mouvements compressifs intenses.
La mer Rouge s’ouvre, séparant l’Arabie de l’Afrique ; dans le prolongement de ce bras de mer, la
Rift Valley amorce le morcellement du continent africain (prélude à la naissance d’un nouvel océan). Il
s’agit de grands fossés d’effondrement datant du Pliocène, bordés de volcan très élevés, actifs et
soulignés par des grands lacs allongés (Kivu, Tanganyika, Nyassa, etc…).
Pendant le Tertiaire, la poursuite de tous ces mouvements a conduit à la configuration actuelle des
continents et des plaques lithosphériques.
5) Fin du Cénozoïque : les deux Amériques se soudent définitivement, permettant à la faune
de mammifères placentaires supérieurs d’envahir le continent Sud-Américain, où marsupiaux, ongulés,
et
édentés
avaient
évolués
en
vase
clos
depuis
le
mésozoïque.
* Orogénèses
Au cours du Cénozoïque, la paléogéographie s’achemine vers la géographie actuelle. Les
orogenèses pyrénéennes et alpines, commencées pendant le Mésozoïque, s’intensifient. En même
temps, la surrection des grandes chaînes montagneuses déclenche un intense processus d’érosion : la
destruction des massifs entraîne l’accumulation de formations détritiques très abondantes. C’est au
cours de cette période que se sont formés en bordure des zones de tectonique active, les plus
fantastiques gisements de pétrole connus (Californie, Texas, Venezuela, Lybie, Caucase, MoyenOrient, Iran…).
* Eustatisme : Sur le plan eustatique, les mers atteignent leur maximum d’extension à l’Eocène
et à l’Oligocène. En Afrique, les transgressions paléogènes ont avancé assez profondément sur la marge
septentrionale de l’Afrique, jusqu’aux confins du Sahara actuel. Au Paléocène, une communication
transsaharienne a été établie avec le golfe de Guinée.
2.2 - CLIMAT
Les climats ont beaucoup évolué au cours du Cénozoïque, en fonction d’une légère modification de
l’axe des pôles, de l’existence des glaciations plio-quaternaires et de la nouvelle répartition des masses
continentales à la surface du globe. C’est surtout dans le domaine de la circulation des eaux océaniques
que les changements sont les plus importants.
La fermeture de la Téthys, qui était reliée à l’ouest à l’Atlantique et à l’est à l’océan Indien, puis
l’interruption des communications entre l’Atlantique et le Pacifique à la suite de la soudure entre les
deux Amériques, entraînent la substitution de circulations nord-sud aux courants est-ouest qui
prédominaient auparavant. L’influence des courants froids boréaux et la glaciation concomitante de
l’Antarctique contribuent à la mise en place de zones climatiques beaucoup plus marquées en fonction
de la latitude. Le refroidissement climatique fait de l'Antarctique le désert de glace que nous
connaissons.
Au Paléogène le climat était de type tropical dans les zones tempérées actuelles. Dès la fin de
l’Eocène, un rafraichissement et une tendance à l’aridité se manifestent ; le climat devenant plus sec,
favorise le dépôt de roches salines comme en témoigne le gypse du bassin de Paris, sel gemme et sel
de potasse d’Alsace, du sud de la Pologne, et de la Roumanie. Cette ceinture évaporitique a tendance
à se déplacer vers le sud de l’Eocène à l’Oligocène pour dominer au Miocène le monde méditerranéen
et l’Afrique subsaharienne au Quaternaire. Les climats redeviennent uniformément chauds au
Miocène, puis se diversifient dès le Pliocène en liaison avec les glaciations dont les prémices datent
certainement du Néogène.
La température générale de la Terre s’abaisse au fur et à mesure de l’extension de la calotte glaciaire
antarctique et de la formation de la banquise arctique. Au Quaternaire, une succession de fortes
variations climatiques entraîne une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires : les calottes de
glace de la zone polaire s’avancent alors vers le sud, en recouvrant environ un tiers des terres émergées
du globe. La dernière glaciation atteint son extension maximale il y a environ 18 000 ans.
2.3 – EVOLUTION DE LA BIOSPHERE
La grande extinction de la fin du Crétacé à laissé un grand vide dans de nombreuses niches
écologiques. Les mammifères sortent de l'ombre et sont devenus la forme de vie dominante sur la
planète. Ils évoluent de diverses façons dans les continents isolés : ce sont des évolutions endémiques.
En Australie, seuls existent des mammifères marsupiaux. En Afrique, les mammifères placentaires
connaissent une évolution remarquable avec l'apparition de nouveaux groupes comme les
mastodontes. En Antarctique et en Australie, des créatures comme les manchots apparaissent. Dans
les mers, la faune reptilienne du Mésozoïque à laissé la place à des mammifères marins comme les
baleines et les phoques. Les oiseaux se diversifient dans le monde entier.
Pendant l’Eocène (– 54 à – 40 millions d'années), apparaissent un grand nombre d'ancêtres directs
des animaux modernes (chevaux, rhinocéros et singes). Les premiers mammifères aquatiques, ancêtres
des baleines actuelles, font aussi leur apparition, ainsi que des oiseaux modernes (aigles, pélicans,
cailles et vautours). L’Eocène voit disparaître la plupart des mammifères des premières époques
cénozoïques. Ils sont remplacés par des groupes qui représentent une grande partie des mammifères
actuels.
Au passage de l'Eocène à l’Oligocène, (environ 40 millions d’années), les singes anthropoïdes
(groupe des gorilles et des chimpanzés) font leur apparition. Enfin, les premières créatures de la lignée
humaine évoluent vers l'homme en Afrique, puis dans le monde entier. A la fin du Miocène, les
premiers représentants du groupe des hominidés, dotés d’un gros cerveau et montrant des aptitudes à
la locomotion bipède, font leur apparition en Afrique orientale.
La fin du Pliocène (– 1,8 Ma à – 12 000 ans) voit l'évolution des hominidés et l'émergence de
l'homme moderne. Le début du Pléistocène est marqué par l’apparition en Afrique d’Homo erectus
(« homme dressé »). Il y a 200 000 ans environ, cette espèce laisse la place à l’homme de Neandertal
(Homo sapiens neandertalensis) en Europe et, 100 000 ans plus tard, à l’homme moderne (Homo
sapiens sapiens), en Afrique.
Les transformations climatiques et la fonte des glaciers ont été à l’origine de l’extinction de
nombreux grands mammifères du début du Quaternaire. Leur disparition allait faire place à la faune
que nous connaissons aujourd’hui. Plus de la moitié des genres de plantes et d’animaux qui peuplent
la planète à cette époque existent encore de nos jours.
Fig. 40 : Evolution des êtres vivants au Cénozoïque.
Évolution de la biosphère et de la géosphère au cours des temps géologiques
Bibliographie
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Université de Lomé
Département de Géologie
Année Académique 2017-2018
GSC 253 : METHODES ETUDE GEOLOGIQUES
Année : S4
Mme Da COSTA Yawoa D.
Maître de Conférences
1
CHAPITRE 1. APERCU GENERAL SUR LES METHODES D’ETUDE GEOLOGIQUES
Les sciences de la Terre s'appuient sur un ensemble de méthodes qui permettent des observations
sur le terrain. Les méthodes d’étude géologiques sont utilisées depuis l’acquisition de données sur le
terrain jusqu’aux analyses de laboratoire. Il repose sur la collecte des informations géologiques de
surface et de subsurface, mais aussi sur leur traitement et leur intégration entre elles. Pour une
meilleure interprétation des processus géologiques dans la zone d’étude, il s’avère indispensable de
recueillir des données géologiques variées. Il existe plusieurs méthodes d’études utilisées en
fonction de l’objectif fixé, de la nature des terrains. Souvent on fait recours à certaines études
spécifiques si les moyens le permettent (la photogéologie, la cartographie géologique et les données
géophysiques). On distingue trois étapes dans la collecte des informations: a) travaux préalables ;
b) les méthodes de terrain ; c) les méthodes de laboratoire.
I. LES TRAVAUX PRELIMINAIRESS
1) Recherches bibliographiques sur la zone d’étude : reconnaissances terrain et analyse des
documents existants
Le géologue se doit de reconnaître le contexte du terrain étudié, tant au niveau géologique par les
cartes à disposition que par la géomorphologie du lieu qui renseigne sur la nature des matériaux
d’assise et du substratum. Ainsi, avant d’entreprendre toutes études, il s’avère nécessaire de faire
une recherche bibliographique.
Données d'archives
Il s’agit de faire la collecte des informations à partir des études et travaux antérieurs : documents
divers, mémoires, thèses, rapport de terrains, articles publiés, cartes topographiques et
géologiques, sondages et forages archivés (au BNRM, service de l’état, collectivités locales).
• cartographie : l’analyse des cartes géologiques permet de faire une estimation précise des
affleurements ;
• photographie aérienne : permet d’avoir des informations sur les affleurements et les structures
géologiques, la nature du couvert végétal, l’occupation des sols (attention à la date de prise de vue,
qui doit être la plus récente possible).
2
2. Etude photogéologique (Analyse de photos aériennes)
L’interprétation géologique de photographies aériennes (en couples stéréoscopiques) peut
utilement compléter la cartographie classique (notamment pour les aspects structuraux en contexte
rocheux fortement altéré mais sans couverture importante), et même la remplacer dans certains cas
(absence de fond topographique utilisable), tout en s’accompagnant obligatoirement d’un calage sur
le terrain. Son utilité réside notamment dans la possibilité qu'elle offre de mettre en évidence des
structures non directement observables sur le terrain, grâce à l’intégration de multiples détails que
permet le recul de la prise de vue aérienne, et parfois des traits géomorphologiques de grande
ampleur difficilement visibles au sol ou masqués (végétation...).
L’examen des photographies aériennes (récentes de préférence) fournit aussi des indications sur
le couvert végétal et l’occupation des sols dans le bassin versant. Elles se révèlent utiles pour les
études hydrologiques et l’analyse des transports solides du cours d’eau.
3) Prospection directe
Il s’agit de visiter le terrain pour avoir une première information sur la géologie du site, et avoir
une idée sur les détails morphologiques et autres avec une possibilité de repérage de sites de petite
taille. Les reconnaissances visuelles permettent les premières identifications du terrain qui devront
être confirmées avec l'examen des cartes géologiques.
4) Cartographie géologique
Si les conditions d’affleurement le permettent, une carte géologique peut être levée à une échelle
adaptée à la précision recherchée, au stade d’étude concerné et à la taille du site, et généralement
sur un fond topographique existant (cartes IGN éventuellement agrandies), ou sur des plans
topographiques réguliers et plus détaillés s’ils sont disponibles.
Le géologue doit s’attacher à y faire apparaître la nature des terrains, tous les indices utiles :
structuraux (pendages, plis, schistosité, failles et cassures, filons...), hydrogéologiques (sources,
pertes...), et géomorphologiques (notamment les glissements de terrain anciens ou actuels, les
indices karstiques...).
Les étapes de la cartographie sont : la reconnaissance, le levé systématique, le levé détaillé de
zones privilégiées.
La cartographie thématique et spécialisée : mines, environnement, aménagement du territoire.
5) Matériels de terrain
Boussoles, Cartes, marteau, sac à échantillons, ficelle, instrument de mesure (le mètre), marqueurs,
appareil photo, loupe, jumelles, carnet de terrain, papier millimétré, acide chlorhydrique ….
3
CHAPITRE 2 – LES METHODES DE TERRAIN
Le géologue se doit de reconnaître le contexte du terrain étudié, tant au niveau géologique par les
cartes à disposition que par la géomorphologie du lieu qui renseigne sur la nature des matériaux
d’assise et du substratum. Lors des études de terrain (qui peuvent durer plusieurs mois), il s’agit
d’étudier en détail les affleurements, sols, forages et sondages (acquisition des données sur le
terrain). Ces études permettent de décrire les roches afin de recueillir diverses données
concernant la pétrographie, la minéralogie, la stratigraphie (disposition des couches, fossiles,
figures et structures sédimentaires), la pédologie, la tectonique (failles, plis) et les minéralisations
associées.
Il permet aussi de : a) acquérir le matériel d’étude : échantillonnage des roches pour les études
ultérieures ; b) lever les coupes géologiques ; c)faire de la cartographie géologique.
I. LES METHODES GEOLOGIQUES DE SURFACE : ETUDES DES AFFLEUREMENTS
Les travaux de terrains sont très importants et il est recommandé de mettre en pratiques toutes les
méthodes de terrains étudiées. Les levers géologiques de terrain, prélèvements pour analyses
géochimiques et prises de photos.
1) Débit des roches
2) Etudes minéralogiques et pétrographiques (description des roches étudiées : structures,
textures, composition…)
3) Etude stratigraphique
Par essence, la stratigraphie est une discipline principale de la géologie qui étudie la succession
des roches dans le temps et qui permet une reconstitution des paysages du passé ou
paléogéographie. Elle repose sur deux principes qui semblent unanimement acceptés : le principe de
continuité et le principe de superposition. Selon le principe de continuité, une même couche a le
même âge sur toute son étendue. Selon le principe de superposition, en l'absence de
bouleversements structuraux, une couche est plus récente que celle qu'elle recouvre et plus ancienne
que celle qui la recouvre. On utilisera plusieurs méthodes dont :
• Etudes lithologiques ou lithostratigraphiques,
• Etudes sédimentologiques (description des faciès, granulométrie, granoclassement,
structures sédimentaires….)
• Etudes paléontologiques (pour les terrains sédimentaires).
4) Etudes structurales ou tectoniques (fractures, failles et plis)
La tectonique étudie l’ensemble des déformations ayant affecté les terrains géologiques
postérieurement à leur formation : cassures (failles, décrochements), plis, chevauchements,
pendage, etc. La tectonique analyse les déformations de l’écorce terrestre selon plusieurs échelles :
À l’échelle locale ou régionale, elle étudie les failles et les structures plissées. À l’échelle mondiale,
elle s’intéresse aux mouvements profonds et superficiels de l’écorce terrestre d’où plusieurs théories
successives (l’isostasie, la dérive des continents, la tectonique des plaques).
5. Echantillonnage :
4
II. LES METHODES GEOLOGIQUES DE SUBSURFACE
Il s’agit de méthodes géophysiques utiles quand les roches n’affleurent pas. Les géophysiciens
utilisent des techniques pour évaluer le sous-sol à la fois sur terre et dans les forages. Ces études
peuvent évaluer le sol et de la roche et identifier les structures du sous-sol et la présence de
ressources naturelles telles que l'eau et l'huile. Ces méthodes sont importantes en géologie pétrolière
: description d’un bassin sédimentaire et stratigraphie. On distingue : la sismique, les sondages, les
diagraphies.
Dans certains cas (fondations rocheuses, ouvrages de type rigide envisagés), On peut
généralement relier les ondes de transmissions au degré de fracturation et d’altération du rocher, ce
qui permet parfois de localiser des accidents (failles...) grâce aux anomalies de vitesse qu’ils
engendrent. Dans les zones de rocher altéré ou d'alluvions, la prospection électrique peut aussi être
utilisée, seule ou en combinaison avec la sismique. Dans cette technique, les variations de la
résistivité électrique des terrains sont utilisées pour en déduire celles de la lithologie, de l’altération
et de la fracturation.
Les mesures peuvent être faites sous forme de sondages, de traînés électriques, ou de panneaux
de résistivité. Sur des sites très délicats, où il existe un risque potentiel ou avéré de rencontre de
cavités souterraines (karst, anciennes mines ou carrières, présence de roches solubles telle que le
gypse...), la technique de la microgravimétrie peut être mise en oeuvre afin de rechercher par
exploration systématique, la présence éventuelle d’anomalies négatives du champ de la pesanteur.
D’autres reconnaissances (sondages carottés...) sont ensuite nécessaires pour vérifier la nature des
anomalies détectées.
1. Etudes sismiques
Les études sismiques permettant de définir la géométrie des corps sédimentaires et d’étudier
leurs relations spatio-temporelles à une échelle inaccessible par l’analyse des affleurements. La
géométrie des corps sédimentaires est définie indirectement par des réponses à des sollicitations
physiques ou mécaniques (propagation des ondes). Ces réponses sont analysées par des
géophysiciens et vérifiées par quelques forages qui permettent d’identifier les roches représentées.
Cette étude a conduit à la sismostratigraphie base de la stratigraphie séquentielle. Cette méthode est
très importante pour les explorations pétrolières. On va établir la géométrie tridimensionnelle d’un
bassin pour comprendre la structure et la répartition des ensembles sédimentaires dans le bassin en
question.
2. Les études diagraphiques
Elles correspondent à un ensemble d’enregistrement de paramètres et propriétés physiques
effectués par des ondes descendues dans des puits de forage. Les enregistrements sont étalonnés sur
un puits carotté qui permet d’effectuer des caractéristiques diagraphiques à chaque type de faciès
observés sur les carottes. Des interprétations de faciès et des corrélations peuvent ensuite être faites,
à partir des pics et des signaux diagraphiques entre de très nombreux points du bassin en utilisant
des sondages infiniment moins couteux que des sondages carottés.
L’analyse met en évidence des discontinuités, discordances etc… ; de fins dépôts (cinérite,
argile) et permettent de faire des corrélations entre puits (ex : diagraphie du forage profond Mono1).
5
3. Les études gravimétriques
La gravimétrie d'exploration est orientée vers la recherche hydrogéologique, la recherche
minière, le génie civil, l'environnement et la géologie structurale. En gravimétrie d'exploration, le
champ de la pesanteur mesuré sur le terrain avec une extrême précision à l'aide d'un gravimètre ;
elle permet de mettre les variations gravifiques en relation avec des variations de densité du soussol que forment les structures géologiques
• La microgravimétrie. L’objectif est l’application à la recherche et au dimensionnement des
petites structures proches de la surface et apporter un grand détail de modélisation gravimétrique à
des coupes géologiques et géotechniques si celles-ci sont étalonnées par des forages. La
microgravimétrie trouve sa pleine application en région urbaine et d’effondrement causé par
d’anciennes mines actuellement situées en zone habitée. Par ailleurs, les exemples types sont : les
karsts, les cavités, les gisements miniers, les dykes, les galeries, les rejets de failles, les zones
faillées, les zones d’instabilités et de glissement de terrain, le rabattement de nappes phréatiques,
etc. dans le cadre d’application géologique, de génie civil, de recherche minière, d’hydrogéologie et
environnementale.
4. Forages et sondages
Parmi les méthodes de reconnaissance géologique et géotechnique, les forages et sondages
tiennent une place importante du fait des renseignements qu’ils peuvent fournir par eux-mêmes, ou
grâce à l’adjonction de systèmes complémentaires d’information. Les principaux domaines
d’intervention du forage peuvent être groupés sous les rubriques suivantes :
• recherche et exploitation de matières utiles : minerais, charbon, eau, pétrole, matériaux de
carrières ;
• reconnaissance des sols dans le cadre d’études géologiques, géotechniques, hydrogéologiques,
pédologiques ;
• préparation de sols en vue de la réalisation d’ouvrages de génie civil : pieux forés, injections.
4.1 Forages
On appelle forage l'ensemble des
opérations permettant le creusement de trous
généralement
verticaux.
L'utilisation
principale des forages est la reconnaissance et
l'exploitation des gisements de pétrole ou de
gaz naturel. Les autres utilisations, qui sont
nombreuses, comprennent notamment : les
forages géologiques ou géophysiques pour la
reconnaissance des gisements de minerais ;
les forages destinés à la recherche des nappes
d'eau profondes, au drainage du gaz ou de
l'eau dans les exploitations minières ; les
forages permettant l'injection de gaz dans des
formations poreuses et perméables, pour
réaliser des stockages souterrains, et ceux
réalisés dans des dômes de sel, agrandis
ensuite par injection d'eau douce et permettant
le stockage de gaz liquéfiés comme le
propane.
Carottes
a) Les forages non carottés : Les forages non carottés donnent des débris de roches ou cuttings.
6
b) Forages carottés
Les forages carottés sont destinés à permettre d’acquérir une connaissance suffisante de la
constitution lithologique et de la structure des différents horizons de la fondation. Cette technique
permet d’étendre les investigations dans tous les types de terrains, à des profondeurs plus
importantes et d’y prélever, sous certaines conditions, des échantillons « intacts » de terrains (ce qui
n’est pas le cas de forages non carottés qui donnent des débris de roches ou cuttings). Il est
maintenant possible d’enregistrer les paramètres de forage, ce qui donne un renseignement en
continu sur la nature des terrains traversés. Après extraction, et après enlèvement du « cake » de
forage les enrobant généralement (résidus de foration en terrains argileux), les carottes doivent être
soigneusement protégées et mises en caisse. Il est recommandé de faire réaliser, dès la fin des
travaux de forage, des photographies en couleur des caisses de carottes qui constitueront, dans la
plupart des cas, les seules traces de ces dernières subsistant après quelques années (il est rare de
pouvoir conserver intégralement ces carottes en bon état en raison des problèmes de stockage, de
désagrégation spontanée de certains matériaux, de vol...). Les caisses doivent correctement
étiquetées (numéro du sondage, profondeur).
c) Etude détaillé des carottes extraites
Dans les forages, l’identification des couches sédimentaires traversées jusqu’au granite,
est primordiale pour la réalisation d’un «log stratigraphique». L’identification des roches ainsi
que la détermination des limites stratigraphiques, reposent, dans un premier temps, sur
une description minutieuse des cuttings de forage.
Dans un deuxième temps, les données diagraphiques viennent compléter/ajuster les
caractérisations géologiques effectuées pendant le forage. Une telle description est doublée
parallèlement par une étude de terrain afin d’identifier la nature, l’épaisseur et les
limites supérieures et inférieures des formations géologiques. Cependant, la reconnaissance
de certaines séries a été particulièrement difficile.
L’étude détaillé des carottes extraites comporte : une description lithologique des terrains
traversés en fonction de la profondeur comportant tous les renseignements pertinents (nature,
aspect, couleur, porosité, oxydation, pendage des contacts...) de nature à permettre des corrélations
entre forages voisins. Elle s’accompagne d’un dessin de la colonne de terrains (appelé « log »),
selon une représentation symbolique de leur nature.
4.2. Les sondages.
Il existe plusieurs techniques de sondage :
➢ pelle mécanique: échantillons remaniés à faible profondeur (3 à 4m), très rapides, très peu chers ;
➢ sondages tarières : échantillons remaniés à grande profondeur et terrains meubles ou tendres,
rapides, peu chers en petit diamètre ;
➢ sondages destructifs : échantillons remaniés à grande profondeur et terrains durs, rapides,
peu chers ;
➢ sondages carottés : échantillons non remaniés à toutes profondeurs et toute dureté,
lents, chers ;
➢ sondages dans le cadre de l’ hydrogéologie : essais lefranc (sol) ou lugeons (roche), tubes
piézométriques ;
➢ sondages avec essais mécaniques : pressiométriques, pénétrométriques (pénétromètres).
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5. Méthodes électromagnétiques
Ce type de méthode exploite le principe d'induction électromagnétique dans les
matériaux conducteurs. Cette méthode est dite "active" car on émet artificiellement un champ
magnétique primaire, qui est conduit par le sous-sol, et dont les modifications mesurées
en surface nous renseignent sur les propriétés du terrain.
CHAPITRE 3. LES METHODES DE LABORATOIRE
Les analyses du terrain sont complétées au laboratoire par la préparation des échantillons selon
les méthodes de lavage et de confection de lames-minces. Les échantillons ainsi préparés, sont
examinés ensuite par la loupe binoculaire et le microscope polarisant.
Ces études de laboratoire concernent les diverses analyses à réaliser. Les types d’analyse à faire
dépendent des différents types de roches (plutoniques, volcaniques, sédimentaires détritiques,
sédimentaires carbonatées, altérites) et des objectifs poursuivis.
I – ANALYSES GEOLOGIQUES
Il s’agit des analyses suivantes qu’on peut effectuer sur les trois types de roches:
• analyses minéralogiques et pétrographique au microscope polarisant (lames minces)
• diffraction des rayons X (diffractométrie)
• cathodoluminescence (Microscope électronique à balayage)
• Analyses géochimiques : géochimie isotopique (éléments mineurs, majeurs, traces ; isotopes
stables)
• méthodes géochronologique (datation des roches cristallines : techniques de spectrométrie de
masse)
• traitement informatique et stdes données structurales et autres données de terrain
II - METHODES D’ETUDE DES ROCHES SEDIMENTAIRES
Méthodes d’étude sédimentologiques
Ces méthodes concernent les roches sédimentaires. On distingue différents types de méthodes en
fonction de l’objectif visé et de la nature du sédiment.
1. Analyses granulométriques pour l'étude des fractions grossières et analyses densimétriques
pour l'étude des fractions les plus fines (limon et argile).
2. Analyses morphoscopiques et morphométriques des grains de quartz.
3. Analyses minéralogiques : minéraux lourds et légers ;
4. Analyses diffractométriques (diffraction des rayons x ou XRD) pour l'étude des minéraux
argileux (identifier les différents type de minéraux argileux présents et leurs proportions
relatives) ;
5. Techniques d'étude spécifiques à la caractérisation des minéraux argileux : microscopie
électronique à balayage (MEB) ou à transmission (MET), spectroscopie infrarouge (IR) ;
6. Analyses exoscopiques des grains de quartz (MEB) ;
7. Cathodoluminescence
8. Etude paléontologique (macrofaune et microfaune)
9. Etude géochronologique.
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1. ETUDE GRANULOMETRIQUE
La granulométrie est l’étude de la taille des grains. Elle nous permet de déterminer la quantité
respective des différents éléments constituant le sédiment ou le sol (Graviers, Sables, Limons,
Argiles) L'analyse granulométrique est une opération consistant à étudier la répartition des
différents grains d'un échantillon, en fonction de leurs caractéristiques (poids, taille, etc.)., donc elle
fournit les proportions de grains de différents diamètres ; cette analyse peut se faire aussi bien par
tamisage que par sédimentation dans l'eau en application de la loi de Stokes (Analyse
sédimentométrique).
Pour cela, on procède au classement des grains sur une série de tamis emboîtés les uns dans les
autres. Les dimensions des mailles des tamis sont décroissantes du haut vers le bas. Le granulat est
placé sur le tamis le plus haut et par vibrations, on répartit les grains sur les différents tamis selon
leur grosseur.
• L’intérêt de l’analyse granulométrique : c’est une opération importante qui permet :
➢ de classer quantitativement les roches meubles
➢ de calculer les paramètres granulométriques ;
➢ de procéder à l’équipement technique des puits et sondages : calcul de l’ouverture des
parties captantes (crépines), calibrage du gravier des massifs filtrants
• Le but recherché est une expression quantitative de la répartition par taille des grains, pour essayer
entre autres:
- de reconstituer la dynamique des apports des sédiments;
- de déduire les vitesses limites de transport et sédimentation dans les fluides qui ont véhiculé les
grains ; - de mettre en évidence le caractère monogénique ou polygénique de l'alimentation d'un
bassin sédimentaire ; - d'établir des corrélations stratigraphiques.
• Matériel utilisé
On utilise des tamis à mailles carrées par leur ouverture. Ces tamis étaient secoués manuellement
ou à l'aide de dispositifs mécaniques tels le système Ro-TAP, recommandé par les comités de
normalisation. Lorsque l'on tamise, on classe les grains d'après leur largeur et les fréquences des
grains d'une classe déterminée sont évaluées en pesant les fractions retenues sur les tamis
successifs. La systématique des roches détritiques est basée surtout sur la taille granulométrique
des éléments et sur la consolidation ou non de ces derniers suivant le tableau suivant :
Diamètre
des
particules
> 2 mm
de 2 mm à
63 µm
<63 µm
Classe
Eléments
Rudite
Arénite
Blocs
Galets
Cailloux
Graviers
Gravelles
grains
Lutite
Particules
Sédiments meubles
Sédiments consolidés
Cailloutis
Conglomérat
Graviers
Microconglomérat
sable
Grès
de 63 µ - 4 µ silt<
de 63 µ à 4 µ
siltite < 4
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fines
•
4µ
argile
µm
argilite
La Courbe granulométrique cumulative
Pour représenter les distributions granulométriques, on peut utiliser: des histogrammes et courbes
granulométriques. Le traitement statistique des données de l’analyse granulométrique est la courbe
granulométrique cumulative.
Le couple de données concernant une phase granulométrique, diamètre et poids, obtenu par
tamisage, est porté sur le graphique :
➢ En abscisses logarithmiques les diamètres des grains, en mm, déterminés par les dimensions des
mailles des tamis ;
➢ En ordonnée linéaire les poids cumulés, en grammes, exprimés en pourcentage du poids de
l’échantillon étudié. Le graphique obtenu est la courbe granulométrique cumulative.
L’analyse granulométrique est destinée à l'étude des fractions grossières et l’analyse densimétrique
pour l'étude des fractions les plus fines (limon et argile).
2. ANALYSE DENSIMETRIQUE
Elle est destinée pour l'étude des fractions les plus fines (limon et argile). Pour les fractions les
plus fines on utilise les méthodes de décantation ou de sédimentation. La méthode consiste à
disperser un sédiment dans un récipient rempli d'un liquide (en général de l'eau dont la température
est connue) et l'on mesure, à des intervalles de temps bien déterminés, la quantité de matière restée
en suspension (méthode de la pipette, laser,...) ou celle déjà sédimentée (principe de la balance de
sédimentation). Actuellement, des appareils de plus en plus perfectionnés (granulométrie laser)
facilitent les analyses.
Elle fait couramment par la méthode à la pipette ou par densimétrie. Le sédiment argileux est
séché, pesé, puis débarrassé éventuellement de matière organique et de calcaire. Pour assurer la
dispersion des particules argileuses, on ajoute un défloculant et l'on agite mécaniquement pendant
une vingtaine d'heures.
— Dans le cas de la méthode à la pipette, la suspension est versée dans une éprouvette ; des
prélèvements d'égal volume sont effectués à un niveau constant, pendant une durée de huit jours.
10
Une fois séché, le résidu sec de chaque prélèvement est pesé et son poids est calculé en
pourcentages.
— Pour l'analyse par densimétrie, on étudie les variations de la viscosité de la suspension, au fur
et à mesure de la sédimentation, pendant huit jours. Comme dans le cas des sables, les résultats
numériques de la granulométrie peuvent être exprimés sous forme de graphiques; parmi ceux-ci, les
courbes canoniques d'A. Rivière sont particulièrement aptes à exprimer les faciès géologiques de
sédimentation :
➢ les faciès paraboliques correspondent aux sédiments peu évolués, peu triés; c'est un faciès
de dépôt par excès de charge; on l'observe dans le cas des limons éoliens et des loess.
➢ Les faciès logarithmiques ont une courbe voisine d'une droite; c'est le faciès-limite du
précédent, après une longue évolution de transport; il caractérise les vases estuariennes ou marines
peu profondes.
➢ Les faciès hyperboliques traduisent des phénomènes de décantation, comme il s'en produit
dans les étangs, les lacs, sur les fonds sous-marins à une grande distance du rivage. Dans ce système
de représentation, la granulométrie d'un sédiment s'exprime par des indices numériques valables
pour n'importe quel dépôt, indépendamment des unités adoptées; ils caractérisent sa répartition
d'ensemble, son maximum de fréquence et sa dispersion.
Conclusion
L’étude granulométrique doit être fondée sur une étude statistique, surtout dans le cas de formations
épaisses et étendues. Elle est susceptible de révéler à quel type de formation on a affaire et quelles
furent ses conditions de dépôt; elle permet de comparer utilement les sédiments d'une même région
ou d'un même âge; mais les résultats ainsi obtenus doivent être éventuellement confrontés avec
ceux de la morphoscopie, de la pétrographie des sables et des galets et de l'étude des minéraux
lourds. Ces données doivent être interprétées en fonction de la situation particulière du gisement et
de l'ensemble géographique dont il fait partie.
3. ANALYSES MORPHOSCOPIQUES ET MORPHOMETRIQUES DES GRAINS DE
QUARTZ
➢ L'analyse morphoscopique
Pour compléter l'analyse granulométrique, on peut étudier la forme des grains en envisageant le
degré de sphéricité, le degré d'émoussé ; ainsi que l'aspect des surfaces. Ces études cherchent à
préciser la nature de l'agent de transport. Cette méthode s’applique sur les grains de quartz d’un
sable ou d’un grès et elle est basée sur l’analyse de la forme (grains anguleux, subanguleux, arrondi,
subarrondi, très arrondi ; et de l’aspect de la surface des grains.
La morphoscopie s’effectue généralement sur la fraction granulométrique d’environ 250-355µm,
sous une loupe binoculaire à grossissements de 6X, 16X et 40X.
La charte visuelle suivante permet l’estimation de la sphéricité et de l’émoussé des éléments des
sables et donc leur degré d’usure et leur durée de transport.
• L’aspect de surfaces des grains est très utile à étudier aussi (grains impressionnés, grains non
usés, ronds mats, émoussés luisants, mat).
• Les surfaces luisantes indiquent un transport et un brassage par l’eau.
11
• L’aspect picoté témoigne d’une altération chimique avec des dissolutions et des corrosions.
• L’aspect mat : l’aspect mat traduit plutôt un transport éolien.
la vraie matité est un argument essentiel pour détecter le façonnement éolien. Elle est due à des
microcupules d’arrachement lors du transport et des entrechocs granulaires. La fausse matité
implique une microsilicification secondaire qui masque l’aspect initial des surfaces. Elle est due
à des nourrissages à partir de circulations de solutions riches en silice.
Fig. A : La charte visuelle pour l’estimation de la sphéricité et de l’émoussé des grains.
➢ La morphométrie
Elle s’applique aux galets et aux sables. On mesure la longueur, la largeur et les rayons de courbure
de l’aplatissement. Le but est de chiffrer le galet pour trouver quel a été son transport et la durée de
ce transport.
Par définition, un galet est un fragment de roche dont la longueur est comprise entre 2 à 20 cm.
Dans une formation sédimentaire meuble, on fait un prélèvement homogène, puis les galets du lot
sont classés par taille décroissante; la méthode ayant une valeur statistique, on doit en avoir 100 au
moins de chaque catégorie. Les dimensions de chacun sont mesurées (longueur, largeur, épaisseur)
et le degré d'usure est apprécié à l'aide d'une cible où sont dessinés des cercles concentriques. Les
résultats sont souvent exprimés par leur médiane et représentés sous forme de courbes ou
d'histogrammes. A partir des valeurs obtenues, sont calculés des indices qui permettent de définir
quantitativement les caractéristiques morphométriques des galets.
L'indice d'aplatissement moyen des galets calcaires est très différent, par exemple, dans les
dépôts fluvio-glaciaires et dans les cordons littoraux marins (1,7 à 2 contre 2,3 à 3,8, pour des galets
de 5 cm de longueur) (1). Comme cet indice dépend essentiellement de la lithologie, il n'est utilisé
que dans certains cas.
pour les rivières de pays tempérés, de 170 à 610
L'indice de dissymétrie permet souvent de sur les plages marines
distinguer les formations fluviatiles des
formations marines; pour une longueur
comprise entre 3,5 et 4,5 cm, il est de 519 à 558
dans le premier cas, contre 573 à 615 dans le
second,
L'indice d'émoussé moyen des galets
calcaires de 5 cm de longueur est de 10 à 40
dans le cas de l'éclatement par le gel, de 40 à
190 dans les moraines de fond, de 100 à 450
12
Fig. Définition et mesure de l’arrondi et de l’aplatissement
4. INTERPRETATION DES MILIEUX SEDIMENTAIRES
Pour déterminer les milieux de sédimentation dans lesquels s'est fait le dépôt, on peut utiliser les
différents critères ci-avant : les caractères texturaux, l’émoussé, la granulométrie et le tri des EF.
a) Les caractères texturaux
Ils concernent en premier lieu les éléments figurés EF : leur forme traduit la durée globale du
transport. Plus ils sont arrondis et émoussés, plus celui-ci a été long, et plus la zone d'ablation est
relativement éloignée. De plus leur taille est un critère très important, tant pour le classement et la
nomenclature de la roche que pour la détermination du milieu de dépôt, car on a vu que plus celui-ci
était agité, plus les éléments déposés sont gros. Pour classer les EF, on se base sur la classification
de Wentworth.
b) L'émoussé : si les EF sont très anguleux, ils ont été peu transportés, en revanche des EF
très émoussés ont été très abrasés donc ont subi un transport bien plus long depuis leur lieu de
formation. Cependant il faut se méfier car des éléments anguleux peuvent découler de la
fragmentation durant le transport d'éléments émoussés... Une étude à la fois de la granulométrie et
de l'émoussé est dans ce cas très judicieuse.
c) Détermination de l’Agent de transport et du milieu de dépôt
Formes et surfaces
Grains non usés et peu luisants
Agent de transport et milieu de dépôt
Milieu torrentiel et l’eau est l’agent de transport
Milieu fluviatile et l’eau est l’agent de transport
Eléments émoussés et luisants
Grains sub-arrondis et luisants
Domaine de plage et l’eau est l’agent de transport
Milieu dunaire avec transport éolien.
Eléments arrondis et mats
Remaniement des éléments et l’agent de transport est
Grains arrondis et luisants avec des l’eau relayé par le vent ou vice versa
traces de chocs
Fig. Relation entre formes et surfaces et Agent de transport et milieu de dépôt
13
d). Etude statistique des grains : Le pourcentage des différents types de grains peuvent être étudié
de manière statistique. Il est important d’évaluer le pourcentage de chaque type de grains (cf.
exercices). Si les grains EL > 30%, l’usure par la mer est certaine ; Si 20 < EL > 30%, l’usure par
la mer est probable; EL < 20%, l’usure est soit marine ou fluviatile.
e) La granulométrie est un critère très important, en effet, plus les EF sont gros, plus le milieu où
ils se sont déposés était agité. De plus, si le sédiment est bien classé en termes de granulométrie,
cela n'a pas la même signification que si elle est très hétérogène : cela implique un déplacement
suffisamment long pour éliminer toutes les autres classes de particules.
f) Le tri des EF : de même le tri des EF est important car il reflète lui aussi la dynamique du milieu
: dans le tri, comprenez plutôt l'homogénéité de la granulométrie d'une roche : si on y trouve que
des particules de même taille, le tri est excellent ; si on trouve des grains concernant toute la gamme
de granulométrie, le tri est très mauvais.
4. ETUDES MINERALOGIQUES
Les études minéralogiques nécessitent :
• une analyse microscopique
• étude des lames minces au microscope,
• une analyse des résidus de lavage à la loupe binoculaire (se fait dans le cas des études
micropaléontologiques),
• La recherche de minéraux lourds
• une analyse des échantillons aux rayons X.
4.1. Analyse microscopique
L'analyse microscopique, d'un sable brut, peut se superposer à l'analyse morphoscopique. Elle
permet d'en déterminer tous les constituants (pétrographie, microfossiles ...) et d'en déduire l'origine
et les conditions de la mise en place du sédiment. Sur la série de photographies suivante, se lit
l'histoire du sédiment, depuis la source jusqu'à l'embouchure du fleuve. EX : Etude de quelques
échantillons de sable
Arène granitique (Aigoual)
Diversité de la taille et de la
nature (quartz, feldspaths,
micas, argiles) des particules
NU de cette arène montrent la
Sable de l'Hérault (Pézenas) Sable côtier (Grau d'Agde)
Les grains encore variés,
mieux triés et (en majorité) EL
de ce sable fluviatile révèlent
l'impact du transport
Ce sable calibré, ou dominent le
quartz EL et apparaissent des
grains RM, constitue le terme
du transport par l'Hérault, sur
14
faiblesse de son transport.
hydraulique sur le matériau
d'origine.
une centaine de km , de l'arène
originelle.
4.2. Confection et étude de lames-minces
Le minéral est scié à l’aide d’une scie circulaire dont la lame a été imprégnée de diamant. Un
petit bloc de la taille d’un morceau de sucre est obtenu. Une des faces de ce morceau est aplanie à
l’aide d’un tour à plateau horizontal. Puis, elle est collée sur une plaque de verre avec une résine
spéciale. Ensuite, l’excédent est découpé pour réduire son épaisseur à moins d’un millimètre. Il est
une nouvelle fois aminci et poli sur le tour pour arriver à une épaisseur finale de 30 micromètres,
soit environ trois fois plus mince que le diamètre d’un cheveu. À cette épaisseur, le minéral est
transparent à la lumière. Ce type d'investigation a permis ainsi de définir à partir de plusieurs
lames-minces, 1) le microfaciès (lithofaciès et le biofaciès : texture), compte tenu de la
composition et des structures à l'échelle du millimètre et au-dessous et 2) d'effectuer les
déterminations micropaléontologiques. Ce type d'analyses permet d'aboutir à des interprétations
chronostratigraphiques et sédimentologiques.
4.3. Analyse des résidus de lavage
L’analyse du contenu minéralogique et biologique de la phase sableuse à la loupe binoculaire a
permis de décrire de façon qualitative et quantitative certains minéraux (quartz, muscovite,
amphibole, grains de glauconie et de phosphates, pyrite, gypse, oxyde de fer) et différents fossiles
(débris végétaux, matière organique, bioclastes, foraminifères et ostracodes) de chaque échantillon.
4.4. Recherche des minéraux lourds
Les minéraux lourds sont ceux qui ont une densité supérieure à 2,9 =densité du bromoforme
employé dans les séparations. Les minéraux dits légers ne sont pas sans intérêt ; et leur étude est à
faire conjointement. Le principe de la technique est la suivante : après lavage du sédiment, ils sont
séparés de la fraction légère par décantation au bromoforme, puis montés entre lames et lamelles
dans le baume de Canada et déterminés au microscope polarisant.
Fig. Représentation graphique d’un cortège
minéral.
L’étude se fait au microscope ; on décrit le
cortège minéral (détermination les différents
minéraux à partie de leurs critères de
reconnaissance). Ensuite
on procède au
comptage des minéraux pour déterminer leur
% de chaque espèce minérale; on fait une
représentation graphique en adoptant des
figurés pour chaque type de minéral.
b) Interprétation des résultats
15
O recherche quel peut être le gisement d’origine des différents minéraux et par quel processus ils
ont pu parvenir au lieu étudié. On interprète les résultats dans l’espace et dans le temps.
- Dans l’espace : on remonte à la source du matériel (province distributrice) ; à la nature de la roche
mère (plutonique, volcanique, métamorphique) ;
- Dans le temps : les associations de minéraux à l’instar des fossiles (un minéral apparaît et l’autre
disparaît) servent faire des corrélations (deux couches de même âge ont une composition
minéralogique différente, signifie que les provinces distributrice sont différentes; mise en évidence
de la permanence des même conditions géologiques (un groupe de minéraux peut se retrouver à
plusieurs niveaux différents : déceler les phénomènes de remaniement ; on peut déterminer les
conditions de transport et du dépôt du matériel (triage mécanique par les courants et l’usure des
minéraux).
4.5. ANALYSES DIFFRACTOMETRIQUES
L’analyse diffractométrique (diffraction des rayons x ou XRD) est destinée spécifiquement aux
minéraux argileux (identifier les différents type de minéraux argileux présents et leurs proportions
relatives).
1 - Préparation et analyse des échantillons
Les échantillons sont broyés dans un mortier en porcelaine afin de réduire la taille des grains et
obtenir une poudre fine. Les poudres sont versées dans de petites plaquettes creuses, en aluminium
et de forme rectangulaire, puis tassés avec une lame de verre. Ces plaquettes sont placées sur un
support en aluminium qui sera introduit dans le diffractomètre. La préparation ainsi obtenue est
introduite dans le diffractomètre et analysées par un rayonnement monochromateur obtenu à l’aide
d’un filtre ou monochromateur. Les rayons diffractés sont analysés par un compteur qui tourne d’un
angle double (2θ) de celui de l’échantillon. Les impulsions reçues sont traitées par un enregistreur
électronique et traduites sous forme de pics. L’analyse d’un échantillon par le diffractomètre
nécessite environ 2 h de temps.
2 - Dépouillement des diffractogrammes
Les minéraux sont déterminés en fonction de la valeur de leur angle de diffraction. Ces valeurs
angulaires sont converties en valeurs inter–réticulaire (en Å), en fonction de la longueur d’onde.
L’Analyse quantitative des minéraux est basée sur le principe que les réflexions d’un minéral sont
en relation avec son abondance relative dans un sédiment. Pour plus de précision, on calculé les
pourcentages de minéraux en considérant la surface du pic principal d (100), au lieu de sa hauteur.
Ces calculs ont été faits à l’aide du fichier APD (Méthode de Holtzapffel, 1985).
3 - Présentation des résultats
Par souci d’homogénéité et afin de faciliter la lecture des résultats, on utilise un type de
présentation appliqué au log de minéraux argileux en plaçant de gauche à droite les minéraux allant
des termes chimiques aux détritiques. Chaque minéral est représenté par un figuré. On construit
pour chaque forage des diagrammes de minéraux argileux à partir des différents pourcentages
calculés. Notons que dans certains forages, les cortèges minéralogiques mis en évidence ont permis
de proposer des coupures en absence de microfossiles, par analogie avec les forages où les
microfossiles sont présents.
16
➢ Techniques d'étude spécifiques à la caractérisation des minéraux argileux : microscopie
électronique à balayage (MEB) ou à transmission (MET), spectroscopie infrarouge (IR) ;
➢ Analyses des minéraux argileux (identifier les différents minéraux argileux présents et leurs
proportions relatives) ; les techniques d'étude spécifiques à la caractérisation des minéraux
argileux sont : diffraction des rayons x (XRD), microscopie électronique à balayage (MEB) ou à
transmission (MET), spectroscopie infrarouge (IR).
4.6. ANALYSES EXOSCOPIQUE DES GRAINS DE QUARTZ (MEB) ;
La surface des grains de quartz est marquée par de nombreuses traces qui possèdent des formes
et des tailles caractéristiques des facteurs qui les ont formé. Ces facteurs peuvent être d'origine
physique, chimique, mécanique ou encore biologique. L'exoscopie permet d'observer et d'interpréter
cet état de surface par l'analyse d'images prises par microscopie électronique à balayage (MEB), à
des grossissements typiquement compris entre 500 et 20 000. Près de 250 caractères ont été listés.
Ils permettent de déterminer le milieu de dépôt
d'un grain, son histoire et parfois son origine
géographique. Il est vivement recommandé de
privilégier la fraction 250-355 mm. Les
échantillons sont d'abord lavés dans un bain
d'acide chlorhydrique (HCl) dilué, puis rincés à
l'eau distillée. Après séchage, on sélectionne les
grains, qui sont ensuite métallisés sous vide
Figure 2: Morphoscopie de quelques grains
d'air (or, carbone ou argent). Et là, il faut un
caractéristiques des plages entre Sassandra et
microscope electronique à Balayage (MEB).
Abidjan (Port Bouet) (Kona et al. sous presse
2018)
Fig. Grain de quartz vu au MEB.
Notez les nombreux impacts mécaniques.
Figure 3: Détails de quelques grains caractéristiques des plages entre Sassandra et Abidjan(Kona et al.
sous presse 2018)
17
Figure 5: Détails de quelques grains caractéristiques entre Abidjan et Aforenou(Kona et al. sous
presse 2018)
5. ANALYSE CALCIMETRIQUE
La calcimétrie est la mesure du pourcentage de caco3 dans une roche, un sédiment, un
sol…l’appareil de mesure la plus fréquemment utilisée est la calcimétre de Bernard.
Le dosage du carbonate de calcium est basé sur l’attaque par l’acide chlorhydrique (HCL) dilué
d’un échantillon d’une masse donnée à pression et température standard.
On mesure le volume de CO2 dans un tube manométrique après attaque de la roche après attaque
de l’échantillon à l’acide chlorhydrique (HCL) suivant la réaction suivante : CaCO3 + 2HCL ----------- CaCL2 + H2O + CO2. On utilise l’eau saturée en sel pour éviter la perte de CO2 à partir leur
réaction avec H2O selon la réaction suivante : H2O + CO2 -------------- HCO3- + H+
On calcule le pourcentage de CaCO3 dans les échantillons étudiés en comparaison avec
un
échantillon témoin de carbonate pur (100 % CaCO3).
La dolomie est un carbonate double de calcium et magnésium : (CaMg) (CO3)2. Les roches
dolomitiques sont rarement composées de dolomie pure ; elles contiennent le plus souvent un certain
pourcentage de CaCO3. La dolomie fait effervescence à chaud avec l'acide chlorhydrique. On peut
rechercher sa présence en récupérant l'échantillon qui a subi le test à l'acide froid et en le chauffant
dans un tube à essais contenant un peu d'acide. Arrêter le chauffage à l'ébullition : si des bulles
continuent à se dégager, c'est qu'il y a présence de dolomie. En cas de doute, faire un témoin avec un
morceau de charbon qui ne fait pas effervescence à chaud.
La dolomie peut être dosée avec le calcimètre de Bernard posé (fixé avec une noix de serrage) sur une
plaque chauffante. Toutes ces manipulations demandent de très grandes précautions.
6. LA CATHODOLUMINESCENCE
La cathodoluminescence est le phénomène optique et électrique que l'on observe lorsqu'un faisceau
d'électrons produit par un canon à électrons bombarde un échantillon en phosphore (par exemple),
conduisant à l'émission de lumière visible. L'application la plus répandue est l'écran de télévision
(lorsque celui-ci est un tube à rayons cathodiques). Ainsi, lorsqu’un solide est bombardé par un
faisceau concentré d’électrons, celui-ci réémet des électrons et émet des photons. Parmi ces photons,
nous trouvons les rayons X ainsi que des photons produits par un phénomène de luminescence
(émission de lumière) dans les domaines de l’ultraviolet (UV), de l’infrarouge (IR) et du visible.
Materiel : On utilise une lame mince. La cathodoluminescence est produite soit dans un
microscope à balayage électronique simple, soit dans un microscope à balayage électronique à
18
transmission. La cathodoluminescence va s’intéresser aux émissions dans la gamme du visible mais
également dans le proche infrarouge. On utilise une caméra à haute sensibilité pour pouvoir l’observer.
Le but de la technique de cathodoluminescence est d’utiliser les défauts apparus lors de la formation
des cristaux comme une empreinte génétique. En effet, ces défauts sont révélateurs du milieu dans
lequel les cristaux se sont formés et nous informent donc sur la présence de gisements potentiels à
proximité du lieu d’où provient l’échantillon. la cathodoluminescence un bon outil de prospection.
En géologie, le microscope à cathodoluminescence est utilisé pour examiner des structures internes
des échantillons géologiques, dans le but de déterminer, par exemple, l'histoire de la formation de la
roche.
7. SUSCEPTIBILITE MAGNETIQUE (SM)
La susceptibilité magnétique est la mesure de la réponse d'un échantillon à un champ magnétique
externe. Un corps soumis à un champ magnétique H développe une magnétisation induite M (ou
aimantation) dont l'intensité et le sens dépendent de sa susceptibilité magnétique s selon la loi: M = s.H
où H = champ magnétique appliqué; M= magnétisation induite; s= susceptibilité magnétique. La
mesure de la susceptibilité magnétique concerne donc bien le magnétisme induit et non le magnétisme
rémanent lié au champ magnétique terrestre. La susceptibilité magnétique (SM) permet d'estimer la
concentration en grains magnétiques piégés dans les sédiments souvent détritique. Le flux d'apports en
sédiments continentaux par détritisme dépend du climat.
Les facteurs influençant cette susceptibilité sont les suivants: les variations du niveau marin, les
variations climatiques, la pédogenèse, les phénomènes tectoniques.
La susceptibilité magnétique est un outil de corrélation haute résolution et également comme
traceur des variations du niveau marin. Les principales applications sédimentologiques sont donc: la
reconstitution des variations du niveau marin; la corrélation de coupes par des courbes de
susceptibilité présentant des pics isochrones et indépendants du faciès et l'identification de variations
climatiques
8. STRATIGRAPHIE SEQUENTIELLE
Les études de stratigraphie séquentielle ont pour but d’introduire à l’analyse du remplissage des
bassins sédimentaires en utilisant les principes de la stratigraphie séquentielle et a l’interprétation en
termes de facteurs de contrôle de la sédimentation.
9. ETUDE PALEONTOLOGIQUE
Il s’agit de l’étude des fossiles, la macrofaune et la microfaune (.micropaléontologie) On distingue des
➢ Méthodes palynologiques (pollen et spores, acritarches, Chitinozoaires, dinoflagellés).
➢ Méthodes biostratigraphiques (datation relative).
L’étude paléontologique comporte quatre étapes :
• La prospection et les fouilles sur le terrain : c'est la partie la plus ardue, physique,
administrativement compliquée : après obtention de tous les accords nécessaires, du matériel et des
fonds, après le transport sur site, il s'agit de quadriller, mesurer, cartographier, extraire, photographier,
préserver, emballer les fossiles, tamiser le sédiment, classer les trouvailles, les conditionner pour leur
transport... ;
19
• Prélèvement et préparation des échantillons
Les échantillons peuvent être prélevés soit dans des roches meubles soit dans des roches dures. La
récolte et le traitement du matériel paléontologique est fonction de l'objectif recherché :
• Pour des études stratigraphiques, dont l'objectif est la datation des couches par leur contenu
paléontologique, c'est la quantité et la diversité qui l'emportent sur la qualité.
• Pour des études systématiques, dont l'objectif est l'étude des caractéristiques morphologiques des
populations, c'est la qualité et la diversité qui l'emportent sur la quantité.
Dans tous les cas, un ensemble de précautions s'imposent tels que :
o L’établissement d'un log stratigraphique détaillé et la description des niveaux où les prélèvements
sont effectués,
o Le bon positionnement des points de prélèvement dans le log et la numérotation des échantillons,
o Le placement du log sur la carte topographique, la détermination des coordonnées des extrêmes et la
description détaillée du cadre géologique.
L'analyse et étude en laboratoire, après déballage des colis ; le conditionnement des fossiles, les
moulages, l'attribution des fonctions (collection d'étude, muséologie, échanges...) ;
• Description des fossiles, reconstitution des êtres fossilisés et de leurs milieux d'origine ;
A. Etudes des macrofossiles
1. La préparation des échantillons
La préparation des échantillons nécessite un traitement préalable pour mettre en relief toutes les
caractéristiques morphologiques utiles à leur détermination. Pour ce faire, et en fonction du type de
roche et d'organismes qu'elle renferme (macrofossiles ou microfossiles), plusieurs méthodes sont
utilisables :
• Trempage, lavage avec tamisage puis séchage pour les échantillons renfermés dans des roches
meubles (marnes, argiles...).
• Pour dégager les fossiles renfermés dans des roches compactes, on utilise des méthodes
mécaniques (burins, fraises dentaires, éclatement thermique) ou des attaques chimiques (acide
chlorhydrique dilué et acide acétique pour les roches carbonatées, acide fluorhydrique pour les roches
siliceuses, ébullition dans une solution à 10% de soude ou de potasse pour les marnes, schistes et
calcaires marneux).
• Passage aux ultrasons pour mieux dégager les échantillons.
• Dans les roches dures, l'étude du microfaciès est faite grâce à la confection de lames minces. Il
s'agit de coupes très minces effectuées dans la roche en la rendant transparente et donc les objets
renfermés visibles au microscope.
• Pour l'étude de la morphologie interne des fossiles, on effectue des sections sériées et orientées.
• Dans le cas où la roche ou les échantillons sont friables, on procède à leur consolidation par
l'utilisation de colles spéciales (colles et vernis durcisseurs).
2. Détermination
Pour la détermination, on utilise les paramètres de la classification systématique que sont les
caractéristiques morphologiques qui dépendent de la nature du fossile (Végétal ou Animal,
Unicellulaire ou Pluricellulaire, avec ou sans parties dures, nature minéralogique de la coquille ou du
squelette, géométrie et architecture de la coquille ...). Quand c'est possible, on utilise des catalogues
20
appropriés où sont reportées des figurations (planches photographiques, dessins à main libre ou à l'aide
d'une chambre claire) accompagnées souvent des diagnoses et des distributions stratigraphiques (âge).
3. La Figuration
La représentation graphique des échantillons est effectuée à l'aide de matériel photographique
approprié (microscopes et loupes équipées de prise de vues, microscope électronique à balayage ou à
transmission, appareil photographique) ou de dessins à main libre ou à l'aide d'une chambre claire.
4. Reconstitution, Simulation, Modélisation, et Quantification
C'est un ensemble de techniques d'étude et d'interprétation des fossiles, fondé sur des méthodes
mathématiques, statistiques et informatiques.
B. Etude des microfossiles (micropaléontologie)
L’étude des microfossiles (foraminifères, ostracodes, nannofossiles…) permet de dater les dépôts
sédimentaires et de déterminer les paléomilieux.
A. Technique de recherche des microfossiles : Méthode d’extraction
Les matériaux d’étude sont constitués par des échantillons de forages ou prélevés sur des
affleurements. La technique d’extraction est spécifique à chaque type de microfossiles. Les méthodes
d'extraction à l'acide acétique donnent rarement de bons résultats et sont peu utilisées.
Les roches semi-indurées (marnes, craie) peuvent être lavées avec succès après concassage, trempage
puis éventuel traitement à chaud à l'eau oxygénée.
1. Lames minces pour les roches indurées (grès, calcaires, etc.).
Les roches dures (calcaires, grès) nécessitent la confection de lames minces. Les foraminifères sont
alors observés en sections, au microscope optique ou à la loupe binoculaire. Dans la plupart des cas,
les lames sont taillées à environ trois centièmes de millimètres (30 µm) d'épaisseur, afin de préserver la
netteté des contours et la lisibilité des structures internes des tests. Ceux-ci sont observés en section, et
seuls ceux qui possèdent une structure interne caractéristique sont aisément identifiables. De plus la
lame mince permet de caractériser le microfaciès, c'est-à-dire l'ensemble des caractères
pétrographiques et paléontologiques d'une roche sédimentaire observée au microscope ou à la loupe
binoculaire.
2. Frottis de roches de toutes duretés, pour la recherche des nannofossiles et des petits microfossiles,
montés sans traitement particulier entre lame et lamelle.
3. Lavages à l'eau. Pour rechercher les foraminifères les sédiments meubles (sables, argiles, marnes,
etc.) sont lavés à l'eau du robinet sur des tamis à mailles très fines (communément de 63 µm).
L'opération peut être facilitée en remuant l'échantillon avec une brosse souple. Elle est terminée
lorsque l'eau qui traverse le (ou les) tamis est aussi claire qu'à la sortie du robinet. Les résidus de
lavage de chaque tamis récupéré est séché à l'étuve puis sont versés dans des piluliers portant les
références de l'échantillon puis séchés à l'étuve (80 - 100°). Les résidus secs sont mis en sachets ou
dans des piluliers, étiquetés, puis triés à la loupe binoculaire.
Après chaque lavage, les tamis sont précautionneusement brossés, passés à l'air comprimé, plongés
dans une solution de bleu de méthylène et séchés. Le passage au bleu à pour effet de marquer les objets
21
susceptibles d'avoir échappé au nettoyage et, en les repérant facilement dans les préparations
ultérieures, d'éviter les contaminations.
4. Le tri : Le tri consiste à extraire les microfossiles dans les résidus étalés sur une cuvette à fond
noir quadrillé. Les fossiles sont triés à la loupe binoculaire, à un grossissement compris entre x 20 et
x 100, avec une aiguille frottée sur de la pâte à modeler ou, mieux encore, un pinceau très fin (000)
humidifié. Les microfossiles sont prélevés et placés dans des cellules portant les références des
échantillons.
B - Détermination
Les observations ont été réalisées à l'aide d'une loupe binoculaire, à des grossissements compris
entre 1 et 4. Pour l’identification des foraminifères, on utilise : des documents de référence (Stainfort
et al., 1925 ; Cushman, 1946, 1951 ; Robaszynsky et Caron, 1979 ; Bolli et al., 1985), dans lesquels
sont décrites les espèces avec leur figuration, et des planches photographiques issues de divers articles.
La détermination des microfossiles tient compte de la nature, la forme générale et l’ornementation du
test ; la forme et le nombre des loges ; le mode d’enroulement du test ; la position et la forme de
l’ouverture, et la forme des sutures.
C - Microphotographies des foraminifères
Les microphotographies des microfossiles aident à compléter les descriptions. Le microscope
électronique à balayage (MEB) traditionnel est utilisé en routine pour les illustrations et les
observations à fort grossissement. Les foraminifères, simplement disposés à l'aide d’adhésive collante
double face sur un plot métallique, sont recouverts d'une fine pellicule d'or et/ou de carbone dans un
évaporateur. Le microscope électronique environnemental ne nécessite pas de métallisation, mais il
n'équipe pas encore, à ce jour, tous les centres de recherche. Les prises de vues numériques facilitent
largement la réalisation des planches photographiques qui illustrent nécessairement les articles publiés
dans les revues de micropaléontologie.
10. ETUDE PALYNOLOGIQUE
Méthodes palynologiques (pollen et spores, acritarches. Chitinozoaires dinoflagellés).
La palynologie est fondée sur l’étude des pollens. Ces grains de pollen sont des « outils » intéressants
pour l’étude des variations climatiques car leur enveloppe externe, l’exine, leur permet de se
conserver durant des milliers d’années s’ils sont dans un milieu non oxydant; et l’architecture très
diversifiée de leur paroi permet une identification précise du végétal qui a produit ce pollen.
Principe : Dissolution de la fraction minérale des roches, par action chimique pour recueillir les
microfossiles conservés en matière organique ultra-résistante. Les extractions réalisées pour les
préparations palynologiques utilisent l'acide chlorhydrique et l'acide fluorhydrique.
La détermination des pollens présents dans une carotte sédimentaire (type de végétation et
abondance) permet d’établir un diagramme pollinique, caractérisant un peuplement végétal a un
moment donné dans un lieu donné.
Les espèces végétales ont des exigences ou préférences climatiques (température moyenne
annuelle, pluviométrie moyenne annuelle). L’utilisation du principe de l’actualisme (les espèces
végétales passées avaient les mêmes exigences climatiques que les espèces identiques actuelles)
22
permet de reconstituer les paléoclimats. Les résultats obtenus en différents lieux montrent l’étendue
planétaire des variations climatiques, en accord avec ceux obtenus des archives glaciaires.
11. METHODES PALEOCLIMATOLOGIQUE
Utilisation des fossiles carbonatés et phosphatés, ainsi que les carottes de glace, les argiles et les
anneaux de croissance des arbres pour déterminer les climats.
12. ETUDES HYDROGEOLOGIQUES
Implantation et réalisation d'ouvrages de captage.
• Implantation: Approches intégrées, méthodes directes et indirectes basées sur
l'hydrodynamique souterraine, photos aériennes, télédétection, données géophysiques, etc...
• Réalisation: Ouvrages de reconnaissance, d'exploitation, test de pompages, gestion de la
ressource...
13. METHODES D’ETUDES GEOCHRONOLOGIQUE (Datation)
L’obtention de données chronologiques est l’un des éléments clés qui participe à l’étude d’une
séquence sédimentaire.
1. Datation relative ou Chronologie relative
La durée des évènements est inconnue et inégale entre deux couches :
Ages relatifs : Succession d’évènements :
• Superposition : Ce qui est en dessous est plus vieux que le dessus (exceptions si plis ou
déformations)
• Recoupement : Ce qui est recoupé est plus vieux que ce qui recoupe
• Déformation : Ce qui est déformé est plus vieux que la déformation
• Inclusion : Ce qui est à l’intérieur est plus vieux que ce qu’il y a autour.
1.1. Lithostratigraphie : succession de dépôts, érosions et aussi orogenèse et effondrement.
• varves : sédiments lacustres périglaciaires annuels constitués de deux couches différentes (été
et hiver)
• Corrélations : longue distance : téphras (dépôts de cendres), astéroïdes.
1.2. Biostratigraphie : Chronologie relative des formes de vies fossiles (locale ou globale dans les
océans)
2 - Datation ou Chronologie absolue
Données mesurable, (Radioactivité) ( Certains noyaux sont instables : ils ont tendance à se
désintégrer pour arriver à un état stable. Émission d’un rayonnement électromagnétique. DEMI-VIE =
Période =T (durant laquelle l’atome se désintègre. On peut prédire combien de désintégration vont se
produire durant un laps de temps)
• Datations directe : K-Ar (Minéraux riches en K), U-Th (U très soluble, Th ds les argiles), C
(5730ans), Al
• Datation indirecte : Traces de fission, luminescence (Paléodose : Energie cumulée : luminescence)
23
3. Luminescence (OSL pour Optically Stimulated Luminescence)
En raison de leurs propriétés physiques et de leur ubiquité dans les dépôts sédimentaires, les quartz et
les feldspaths ont sont utilisés comme géochronomètre. Elle s’appuie sur le fait que ces minéraux
constituent des dosimètres, c’est-à-dire des supports capables d’accumuler sous la forme d’électrons
piégés dans des défauts cristallins, une information relative à la dose induite par les rayonnements
auxquels ils sont soumis du fait de l’irradiation naturelle ambiante.
4. Proxis : Phénomènes qui varient au cours du temps (pôle magnétique, Milankovitch (Irrégularité de
la rotation de la terre autour du soleil, dû à la présence d’autre planète comme jupiter. Ce qui crée des
variation climatique, des variations sédimentaires et stratigraphie séquentielle.), salinité, niveau mer.
5. Magnétostratigraphie
6. Dendrochronologie : consiste à dater un élément en comparant les stries (les cercles concentriques
dans un arbre. Ce modifie durant l’été et ne varie pas durant l’hiver.
14. LES METHODES GEOCHIMIQUES
Etudes géochimiques (géochimie organique) : analyses de la matière organique (carbone organique
total (cot), pyrolyse rock-eval, réflectance de la vitrinitite, index d'altération thermique, isotopes
stables) ;
La géochimie est la science qui s’intéresse à la composition chimique de la Terre et des roches qui
la composent. Cependant, il est courant que le terme géochimie soit utilisé dans le cadre d’étude de la
composition de l’atmosphère, de l’hydrosphère (océans, mers, lacs, etc.) et même d’objets
extraterrestres (dans ce cas, le terme cosmochimie est plus approprié). Plus précisément, la géochimie
a pour objectifs principaux de :
1. déterminer la composition chimique des différentes enveloppes de la Terre ainsi que l’évolution
de ces compositions au cours de l’histoire de notre planète ;
2. quantifier et caractériser les transferts de matière et d’énergie entre les différents réservoirs
terrestres ;
3. dater la formation des roches et les événements qui ont marqué l’histoire de la Terre ;
4. reconstituer les environnements du passé, c’est-à-dire des paléoenvironnements.
La géochimie a renouvelé la pétrologie par l'analyse précise et quantifiée de la composition des
roches et de chacun de leurs minéraux majeurs. Mais c'est par l'analyse des éléments mineurs et de
leurs composants isotopiques qu'elle a apporté une véritable révolution.
• En s'appuyant sur la période de désintégration des éléments radioactifs, elle a permis la
mesure de la durée des temps géologiques, dont l'unité est le million d'années : tous les chiffres
rappelés dans le tableau stratigraphique se fondent sur cette géochronologie isotopique qui utilise les
couples uranium/plomb, potassium/argon, rubidium/strontium, etc., pour les temps géologiques
anciens, le fluor et le carbone 14 pour les périodes récentes aux limites de l'histoire et de la préhistoire.
• En s'appuyant sur la composition isotopique des roches, la géochimie a permis de préciser les
conditions de leur formation, notamment la température à laquelle elles sont apparues. Ainsi ont été
définis des paléothermomètres, comme le couple oxygène 16/oxygène 18, qui permet de dire à quelle
24
température se sont déposés les sédiments, fournissant une clef à la paléoclimatologie : les périodes
froides sont caractérisées par un enrichissement en oxygène 18, isotope lourd moins volatil, au
contraire des périodes chaudes, caractérisées par un enrichissement en isotope léger oxygène 16.
• Un sédiment ou une roche sédimentaire est un mélange de deux phases, une phase minérale et
une phase organique. Ainsi, la géochimie se divise en deux branches. La géochimie se scinde en deux
branches : la géochimie minérale qui s’intéresse à la chimie de la matière minérale ; et la géochimie
organique qui s’intéresse à la composition de la matière organique
Outre cette distinction en fonction de la phase étudiée, la géochimie peut également être divisée en
trois autres branches, la géochimie élémentaire, la géochimie moléculaire et la géochimie
isotopique, selon si c’est la composition élémentaire, la composition moléculaire ou la composition
isotopique qui est étudiée
La géochimie minérale et organique -qu’elle soit élémentaire, moléculaire ou isotopique- permet
d’apporter des informations très pertinentes sur l’environnement dans lequel s’est effectué le dépôt. En
effet, certaines caractéristiques chimiques d’un sédiment ou d’une roche sédimentaire sont héritées de
ces conditions paléoenvironnementales.
A. Géochimie isotopique
Utilise des éléments mineurs majeurs, traces ; isotopes stables. Les isotopes stables sont très utiles
pour la compréhension d’un certain nombre de processus notamment dans le domaine de
l’océanographie (et paléocéanographie), hydrogéologie/hydrologie, l’hydrothermalisme, la diagenèse,
et aux études environnementales. Les isotopes stables de plusieurs éléments chimiques différents sont
aujourd'hui utilisées pour explorer une multitude de questions en sciences de la Terre comme en
sciences de la Vie. On notera combien certains isotopes, comme ceux de l'oxygène et du carbone,
peuvent être mis à profit par des disciplines diverses (minéralogie, climatologie, physiologie, etc.) pour
explorer des domaines très différents. Quelques autres isotopes stables et leurs utilisations.
1. Isotopes et climat
• isotopes de l'O pour la reconstitution des paléoclimats : Delta18O.
• δ 18Oc des foraminifères : températures des eaux ; le δ 18O des tests carbonates des
Foraminifères planctoniques et benthiques, récupérés dans les carottes de sédiments marins.
• En surface, la température de l'eau varie avec le climat et les courants ; Pour une valeur de δ
18OH2O connu (0‰ aujourd'hui, mesurée avec les foraminifères benthiques pour le passé), le δ
8OCO3 des foraminifères planctoniques permet de remonter à la température des masses d'eau
superficielles.
• La différence (δ18OCO3 planctoniques et δ18OCO3 benthiques) fournit une estimation du
gradient thermique vertical de l'océan en un lieu donné . L'évolution de ces valeurs au cours de l'ère
Tertiaire (65 Ma) montrent la mise en place de la circulation thermohaline et le refroidissement général
des eaux.
2. Isotopes et paléoécologie
• δ13C des végétaux et paleoenvironnement ; δ13C et paléontologie
25
•
•
La paléoproductivité est estimée grâce aux isotopes du C.
Les isotopes du Bore et le pH de l'eau de mer.
B. Géochimie organique
La géochimie organique se scinde également en deux branches :
• la géochimie organique moléculaire qui consiste à étudier la nature des molécules qui
constituent la matière organique ;
• la géochimie organique isotopique qui consiste à étudier les rapports isotopiques de certains
éléments (généralement le carbone et l’hydrogène mais parfois aussi l’azote et le soufre) dans la
matière organique totale, des fractions séparées de la matière organique ou certaines molécules
cibles (isotopie moléculaire)
La géochimie organique a pour principaux objectifs de :
1. comprendre le fonctionnement des différents systèmes pétroliers ;
2. quantifier et caractériser les flux de matière organique entre les différents réservoirs terrestres ;
3. déterminer la composition des différents types de matière organique présents dans la géosphère
pour définir leur origine et leur histoire ;
4. préciser les conditions nécessaires à la formation de dépôts riches en matière organique
(charbon, schistes bitumineux, black shales) ou à la préservation d’objets organiques (par exemple
des algues et des plantes fossiles) ;
5. reconstituer les environnements du passé, c’est-à-dire des paléoenvironnements.
Mais les principes et fondements de la géochimie organique peuvent également être appliqués dans
des domaines connexes aux géosciences comme l’environnement et l’archéologie.
Les types analyse : Analyses de la matière organique (carbone organique total (COT), pyrolyse
rock-eval, réflectance de la vitrinitite, index d'altération thermique, isotopes stables).
CHAPITRE 4 - LES ROCHES MAGMATIQUES
I. METHODES D’ETUDES
L’observation macroscopique établit généralement le diagnostic sommaire d’une roche éruptive;
• Le pétrographe fait appel à l’observation microscopique de lames minces et à l’analyse
chimique et à l’analyse spectroscopique et à l’analyse diffractométrique ; ceci permet la
détermination précise les minéraux des roches.
• Pour un géologue pétrographe, il est important de noter que le terrain précède le laboratoire
et qu’un échantillon isolé ne permet pas souvent de déterminer sa pétrographie et la génétique d’une
roche.
A. Observations macroscopiques
L’observation et la vue chez le géologue sont primordiales; elles déterminent la couleur de la
roche, son architecture, reconnaître les principaux minéraux visibles à l’oeil nu ou à la loupe. C’est
une approximation, ce n’est pas suffisant.
• La densité d’une roche aide à sa détermination (ex. barytine, d = 4,5),
• L’odeur de la cassure de la roche (présence de sulfures);
• La sonorité (cas de la phonolithe);
26
•
•
La saveur (surtout pour les roches sédimentaires du groupe des évaporites);
Le clivage de la biotite décelable sur une roche avec une épingle la distingue des pyroxènes
ou des amphiboles; etLa dureté appréciée avec l’ongle (dureté = 2,5) ou l’acier trempé (6,5).
B. OBSERVATIONS MICROSCOPIQUES
• Etant généralement opaques, les roches peuvent devenir transparentes en les découpant en
lames minces (3/100 de mm);
• L’observation peut être faite en lumière naturelle (pour apprécier le relief des plages
minérales, leur forme, les traces de clivage et de macles, inclusions gazeuses liquides ou
solides) ou en lumière polarisée (substances isotropes ou mono réfringentes (verre, cristaux
à système cubique).
C. ANALYSES CHIMIQUE ET DIFFRACTOMETRIQUE
En plus de l’analyse minérale se substitue aujourd’hui l’analyse chimique à l’aide de réactifs
spécifiques donnant des réactions colorées;
Analyse diffractométrique permet de reconnaître un composé d’après les raies de diffraction suite à
une projection d’un faisceau de rayons X monochromatique.
II. ARCHITECTURE DES ROCHES ERUPTIVES
La structure a trait aux dispositions de terrain, non à celles à l’échelle de l’échantillon pour laquelle
les pétrographes ont choisi le terme de texture.
III. Classifications
A. Classification chimique
Suivant leur teneur en silice (Elie de Beaumont), les roches acides contenant plus de 65% de silice,
basiques en contenant moins de 52% neutres entre 65 et 52%.
CIPW (Cross, Iddings, Pirson et Washington) : il s’agit d’une analyse globale exprimée en oxydes
(SiO2, Al2O3, Fe2O3, Na2O, MgO,…). Avec ces résultats d’analyse, il faut déterminer la
combinaisons plausibles entre les éléments pour obtenir des minéraux étalons. C’est-à-dire
envisager la possibilité de combiner 06 molécules de SiO2, à une molécule de Al2O3 et une de
K2O pour former une molécule d’orthose. Ceci s’appelle une composition virtuelle de la roche qui,
dans le cas des roches grenues, n’est pas différente de la composition minéralogique réelle. Pour
déterminer les classes, il faut établir le rapport : éléments blancs/éléments colorés.
B. Classification minéralogique
Elle a été proposée par Fouqué et Michel-Lévy (1879). Elle tient compte de l’architecture de la
roche et de la nature des minéraux. Il faut définir les minéraux cardinaux : Quartz, Feldspaths et
Feldspathoïdes puis les minéraux essentiels :Pyroxènes, Amphiboles, Olivines, Micas,… Puis les
minéraux accessoires : minerais, Zircon, Tourmaline, Apatite,…
27
C. Classification chimico-minéralogique : Son auteur est Lacroix (1933) qui tient compte de la
densité des minéraux. Ceci a permis distinguer les coupholites (minéraux légers, de densité
inférieure 2,77) des barylites (minéraux lourds).
V. Mode de gisement : Suivant le mode de gisement, on distingue dans les roches éruptives les
plutonites et les vulcanites. Les plutonites sont considérées comme des roches de profondeur ou
intrusives les secondes comme des roches d’épanchement ou effusives. On peut définir :
• Roches profondes : des roches grenues : le granite.
• Roches semi-profondes : des roches à structure microgrenue ou ophitique.
• Roches de surface : des roches microlitiques ou vitreuses appelées généralement laves.
CHAPITRE 5 : TRAVAUX DIRIGES ET TRAVAUX PRATIQUES
TD1. A partir du cours identifiez les méthodes d’étude :
- des roches détritiques/des roches argileuses/
- - des roches carbonatées/
- des roches phosphatées
TD2. Etude granulométrique
TD3. Étude morphoscopique
TD4. Analyse de données diffractométriques
Bibliographie
A. Brahic, M. Hoffert A. Schaaf, M. Tardy (2005) - Sciences de la Terre et de l’univers. Vuibert.
A. Foucault et Jean-François Raoult (2001) – Dictionnaire de Géologie. Dunod. J. M. Caron et al
(1992)
Cojan I. & Renard M. (1999) – Sédimentologie. Dunod, Paris.
Dercourt et J. Paquet (2002) – Géologie : objets et méthodes, Dunod éditions.
28
INTERNATIONAL CHRONOSTRATIGRAPHIC CHART
7.246
11.62
13.82
15.97
20.44
Ypresian
Danian
61.6
Capitanian
Campanian
83.6 ±0.2
86.3 ±0.5
93.9
Cenomanian
100.5
Albian
~ 113.0
Aptian
~ 125.0
Lower
Barremian
Hauterivian
~ 129.4
~ 132.9
Valanginian
~ 139.8
Berriasian
~ 145.0
Wordian
Roadian
247.2
251.2
252.17 ±0.06
254.14 ±0.07
259.8 ±0.4
265.1 ±0.4
268.8 ±0.5
Middle
Asselian
Gzhelian
Kasimovian
Moscovian
Lower
Bashkirian
Upper
Serpukhovian
Middle
Visean
Ludfordian
Gorstian
Homerian
Sheinwoodian
Telychian
Aeronian
Rhuddanian
Hirnantian
423.0 ±2.3
425.6 ±0.9
427.4 ±0.5
430.5 ±0.7
433.4 ±0.8
Katian
458.4 ±0.9
Dapingian
Stage 10
485.4 ±1.9
Furongian
298.9 ±0.15
Series 3
Jiangshanian
Paibian
Guzhangian
Drumian
~ 489.5
~ 494
~ 497
~ 500.5
~ 504.5
Stage 5
~ 509
Stage 4
~ 514
Series 2
Stage 3
330.9 ±0.2
1800
Paleoproterozoic
Orosirian
2050
Rhyacian
2300
Siderian
2500
Neoarchean
Mesoarchean
3200
Paleoarchean
3600
Eoarchean
Hadean
~ 4600
Terreneuvian
Units of all ranks are in the process of being defined by Global
Boundary Stratotype Section and Points (GSSP) for their lower
boundaries, including those of the Archean and Proterozoic, long
defined by Global Standard Stratigraphic Ages (GSSA). Charts and
detailed information on ratified GSSPs are available at the website
http://www.stratigraphy.org. The URL to this chart is found below.
Numerical ages are subject to revision and do not define units in
the Phanerozoic and the Ediacaran; only GSSPs do. For boundaries
in the Phanerozoic without ratified GSSPs or without constrained
numerical ages, an approximate numerical age (~) is provided.
Numerical ages for all systems except Lower Pleistocene,
Permian,Triassic, Cretaceous and Precambrian are taken from
‘A Geologic Time Scale 2012’ by Gradstein et al. (2012);
those for the Lower Pleistocene, Permian, Triassic and Cretaceous
were provided by the relevant ICS subcommissions.
Coloring follows the Commission for the
Geological Map of the World (http://www.ccgm.org)
~ 529
Chart drafted by K.M. Cohen, S.C. Finney, P.L. Gibbard
(c) International Commission on Stratigraphy, February 2014
Fortunian
358.9 ±0.4
1600
Statherian
~ 521
Stage 2
Tournaisian
1400
Calymmian
4000
467.3 ±1.1
470.0 ±1.4
477.7 ±1.4
290.1 ±0.26
346.7 ±0.4
Ectasian
Floian
Tremadocian
323.2 ±0.4
1200
Mesoproterozoic
Darriwilian
Lower
303.7 ±0.1
307.0 ±0.1
Stenian
453.0 ±0.7
283.5 ±0.6
295.0 ±0.18
850
2800
438.5 ±1.1
440.8 ±1.2
443.4 ±1.5
445.2 ±1.4
Sandbian
Middle
GSSP
GSSA
GSSP
Eo
n
o th
e
Er
a th m / E
on
em
Sy
ste / Era
m
/P
e ri
od
Upper
272.3 ±0.5
315.2 ±0.2
Lower
Wenlock
Artinskian
Sakmarian
Upper
Ludlow
Llandovery
Kungurian
Cisuralian
Paleozoic
Turonian
Guadalupian
~ 242
407.6 ±2.6
410.8 ±2.8
419.2 ±3.2
~ 237
Lopingian
66.0
89.8 ±0.3
Carnian
Anisian
Olenekian
Induan
Changhsingian
Wuchiapingian
Pragian
Pridoli
Norian
Ladinian
Eifelian
Lochkovian
199.3 ±0.3
201.3 ±0.2
~ 227
Lower
72.1 ±0.2
Santonian
Coniacian
Upper
Middle
Maastrichtian
Upper
Lower
~ 635
Tonian
387.7 ±0.8
393.3 ±1.2
~ 208.5
Permian
Paleocene
Thanetian
Selandian
56.0
59.2
Givetian
Middle
~ 541.0 ±1.0
1000
Emsian
190.8 ±1.0
Hettangian
372.2 ±1.6
numerical
age (Ma)
Cryogenian
382.7 ±1.6
Sinemurian
Phanerozoic
Paleogene
Lutetian
47.8
Mesozoic
Cretaceous
Phanerozoic
Eocene
Lower
Neoproterozoic
Frasnian
Pliensbachian
Rhaetian
33.9
Bartonian
Upper
182.7 ±0.7
28.1
38.0
41.3
174.1 ±1.0
Toarcian
23.03
Rupelian
Priabonian
Famennian
157.3 ±1.0
System / Period
Ediacaran
Archean
5.333
Middle
Eonothem
/ Eon Erathem / Era
Precambrian
Proterozoic
3.600
152.1 ±0.9
163.5 ±1.0
166.1 ±1.2
168.3 ±1.3
170.3 ±1.4
numerical
age (Ma)
358.9 ± 0.4
Devonian
Jurassic
2.58
GSSP
o th
e
Er
a th m / E
on
em
Sy
ste / Era
m
/P
e ri
od
Eo
n
1.80
Oxfordian
Callovian
Bathonian
Bajocian
Aalenian
Stage / Age
~ 145.0
Silurian
Oligocene
0.781
Kimmeridgian
Series / Epoch
Cambrian
Chattian
Upper
0.126
numerical
age (Ma)
Phanerozoic
Paleozoic
Ordovician
Aquitanian
0.0117
Mississippian Pennsylvanian
Serravallian
Langhian
Burdigalian
Stage / Age
Tithonian
Triassic
Upper
Middle
Calabrian
Gelasian
Piacenzian
Zanclean
Messinian
Tortonian
Miocene
Series / Epoch
Carboniferous
Pleistocene
numerical
age (Ma)
v 2014/02
International Commission on Stratigraphy
present
Holocene
Pliocene
Cenozoic
Neogene
Stage / Age
Mesozoic
Quaternary
Series / Epoch
GSSP
Eo
n
o th
e
Er
a th m / E
on
em
Sy
ste / Era
m
/P
e ri
od
www.stratigraphy.org
541.0 ±1.0
To cite: Cohen, K.M., Finney, S.C., Gibbard, P.L. & Fan, J.-X. (2013; updated)
The ICS International Chronostratigraphic Chart. Episodes 36: 199-204.
URL: http://www.stratigraphy.org/ICSchart/ChronostratChart2014-02.pdf