ANTÉCAMBRIEN

ANTÉCAMBRIEN
ANTÉCAMBRIEN

Les temps géologiques antérieurs au début du Cambrien, qui voit l’éclosion des premières faunes utilisables en stratigraphie, sont qualifiés d’antécambriens. Les terrains formés durant ces périodes sont groupés sous le terme général d’Antécambrien, ou de Précambrien, d’usage plus courant.

La limite Précambrien-Cambrien est, en principe, définie paléontologiquement par l’apparition d’associations d’organismes fossiles de type tommotien, caractérisant la base du Cambrien, c’est-à-dire des Archéocyathes et des faunes à squelette; les premiers Trilobites connus, comme les Fallotaspidés du Sud marocain, se situeraient un peu au-dessus.

La plupart du temps, on attribue au Précambrien les terrains, généralement métamorphiques, recouverts en discordance par le Cambrien inférieur et, par extension, en l’absence de ce dernier, ceux qui paraissent s’y rattacher par leurs caractères.

Il est généralement admis que le début du Cambrien date d’environ 570 Ma (millions d’années), et les roches antécambriennes les plus anciennes ont donné des âges radiométriques de l’ordre de 3 800 Ma. Les temps antécambriens ont donc duré au moins six fois plus longtemps que les temps fossilifères (ou Phanérozoïque ). Les caractères décelables, malgré les transformations métamorphiques dans les roches les plus antiques, ne semblent pas différer essentiellement de ceux des plus récentes et les vieux sédiments paraissent provenir eux-mêmes de roches antérieures, bien qu’on se rapproche de l’âge de la formation de la Terre, de l’ordre de 4 600 Ma d’après les estimations actuelles. Comme le remarquait déjà J. Hutton, en 1785, nous ne trouvons nulle part encore la trace d’un commencement!

1. Caractères de l’Antécambrien

C’est pendant la durée immensément longue des temps antécambriens que se sont formées les grandes «aires cratoniques» qui constituent l’ossature des continents actuels.

L’histoire de ces temps antécambriens ne peut pas encore être reconstituée dans le détail. En l’absence de fossiles, les divisions chronostratigraphiques de la géologie classique ne sont pas applicables. On ne peut encore que définir régionalement une succession de «cycles orogéniques», un cycle orogénique correspondant à l’intervalle de temps durant lequel un secteur de l’écorce terrestre a évolué pour donner une chaîne plissée, par un ensemble de mouvements de caractères divers, mais coordonnés entre eux.

La formation d’une chaîne plissée implique l’accumulation d’ensembles plus ou moins épais de sédiments et de laves dans des fosses marines (les classiques «géosynclinaux»), puis leur plissement, avec parfois incorporation de lambeaux d’écorce océanique, ce qui aboutit à la surrection de reliefs aussitôt attaqués par l’érosion. Mais cette évolution s’accompagne aussi de transformations en profondeur (métamorphisme, anatexie, mise en place de magmas) conduisant à la «soudure» du matériel devenu cristallin de la chaîne au matériel plus ancien, agrandissant ainsi le domaine cratonique. La pénéplanation finale, lorsque l’équilibre isostatique est rétabli, fait généralement apparaître en surface les parties profondes, recristallisées des anciens édifices orogéniques.

De plus, dans le jeu des mouvements de l’écorce, les ensembles antécambriens cratonisés ont été ordinairement disjoints par de grands accidents qui ont fait disparaître la continuité des structures. Enfin, postérieurement, les terrains antécambriens ont pu être repris avec le matériel des chaînes plus jeunes, ou ont été recouverts sur de vastes surfaces par des formations plus récentes constituant une couverture plus ou moins épaisse.

Les formations antécambriennes nous apparaissent donc en fragments d’étendue variée, séparés les uns des autres, servant de substratum aux terrains de couverture. Chacun d’eux révèle une histoire extrêmement complexe dont on peut arriver à déchiffrer localement la chronologie et les caractères. Mais il n’est pas encore possible de raccorder les uns aux autres tous ces éléments, ni de définir la succession d’ensemble des phénomènes.

Méthodes d’étude

La reconstitution de l’histoire de l’écorce terrestre pendant les temps antécambriens se heurte à des difficultés considérables, et il faut faire appel aux ressources de toutes les disciplines des sciences de la Terre pour l’aborder.

Dans une région donnée, il est d’abord nécessaire de retrouver la chronologie des événements dont les traces ont été conservées et, en premier lieu, de définir la stratigraphie .

Les formations précambriennes sont presque toujours métamorphiques. Mais le métamorphisme paraît bien être la plupart du temps essentiellement isochimique; aussi les successions originelles de sédiments ou de laves demeurent-elles généralement discernables, les couches différant par leur composition. Il subsiste même souvent des reliques des anciennes structures sédimentaires ou volcaniques, lorsque la recristallisation n’a pas été totale; dès la fin du siècle dernier J. J. Sederholm a montré la persistance des conglomérats, de la stratification entrecroisée, du granoclassement, des structures rythmiques, etc., dans les schistes cristallins de Finlande et des observations analogues ont été faites ensuite un peu partout. Il est donc possible, en utilisant les critères de polarité, de définir des successions lithostratigraphiques, selon le «principe de superposition».

Dans de telles successions, des coupures essentielles sont introduites par les discordances, lorsque des couches reposent sur la tranche de couches déformées et érodées plus anciennes; souvent même, les couches discordantes débutent par des conglomérats de base et des différences de métamorphisme peuvent apparaître. Ces discordances traduisent évidemment l’existence de phases de déformations suivies d’érosion, séparant des phases de sédimentation différentes.

L’analyse stratigraphique du Précambrien conduit donc à retrouver une succession de périodes de sédimentation, déformation et érosion, autrement dit de phases orogéniques et, lorsque les observations embrassent un domaine suffisamment vaste, de cycles orogéniques.

L’analyse structurale et pétrologique permet souvent d’aller beaucoup plus loin et de mettre en évidence une chronologie des phases de mouvement et de recristallisation successives, et ainsi de dater par rapport à celles-ci la mise en place des magmas anatectiques ou profonds.

Il est bien évident que de telles conclusions n’ont qu’une signification régionale, limitée à un domaine où l’on peut observer la continuité des structures tectoniques. Les corrélations entre des régions éloignées, ou même entre des domaines voisins mais différents, restent hypothétiques en l’absence de continuité. Les présomptions ne peuvent résulter que de la comparaison des données lithologiques et structurales, en particulier de la mise en évidence d’un plan d’ensemble dans la sédimentation, la structure ou la mise en place des roches éruptives. Mais la complexité des tectoniques superposées est souvent telle que ces corrélations demeurent très problématiques.

Ce sont des mesures physiques qui ont apporté une solution au problème des corrélations, dans le cadre de la géochronologie . En effet, certains éléments se transforment à vitesse constante, au cours du temps, en donnant des isotopes; le rapport entre la quantité des isotopes formés et celle des éléments résiduels peut donc conduire à apprécier le temps écoulé. Des méthodes de plus en plus précises ont été mises au point pour déterminer l’âge «radiométrique» des minéraux et des roches. Ces âges doivent être interprétés avec prudence car de nombreux événements ont pu intervenir pour dérégler l’horloge radiométrique et fausser les résultats. Mais les techniques sont maintenant suffisamment sûres pour qu’on puisse dater avec une précision satisfaisante les épisodes tectono-magmatiques et obtenir ainsi des repères dans l’échelle des temps géologiques. Il devient alors possible de replacer les données stratigraphiques, pétrologiques et structurales obtenues régionalement dans une chronologie d’ensemble et de rechercher des corrélations entre des secteurs différents et même entre les continents.

Subdivisions

Dès le début de la géologie on a reconnu, à la base des terrains sédimentaires, des ensembles de roches cristallines constituant les «terrains primitifs» (Grundgebirge de Werner), considérés comme les restes de l’écorce originelle du globe, ou comme des produits de l’océan primordial. Mais les observations ont montré que les granites sont plus jeunes que les roches encaissantes et que le métamorphisme peut transformer des sédiments d’âge quelconque, comme le prouve la présence de fossiles dans certains schistes cristallins (Trilobites en Bretagne, Bélemnites dans les Alpes, par exemple). C’est donc à partir de critères géologiques que devaient être définis les terrains les plus anciens et non plus selon la cristallinité des roches.

Avant le début de l’ère paléozoïque, où se développent brusquement les manifestations de la vie, on a donc distingué des temps plus anciens qui furent appelés protozoïques (Sedgwick, 1838), azoïques (Murchison et de Verneuil, 1845), éozoïques (Dawson, 1868), archéozoïques (Dana, 1872), agnotozoïques (Irving, 1887; Haug, 1909), etc. Les terrains correspondants furent généralement désignés sous le terme d’Archéen proposé par J. D. Dana en 1872.

Cependant, dès 1855, au Canada, T. S. Hunt et W. E. Logan distinguaient dans ces séries anciennes un complexe de base formé de roches cristallines, le Laurentien, surmonté en discordance par un système sédimentaire débutant par des conglomérats, le Huronien. Aussi Irving proposa-t-il, en 1888, de restreindre l’Archéen de Dana aux terrains gneissiques de base correspondant au Laurentien, et de donner un nom nouveau aux terrains compris entre cet Archéen et le Cambrien. L’U.S. Geological Survey adopta en 1890 le terme d’Algonkien proposé par Powell.

Les temps antécambriens étaient ainsi divisés en deux grandes ères correspondant respectivement à l’Archéen et à l’Algonkien: Archéozoïque et Protérozoïque (T. C. Chamberlin et R. D. Salisbury, 1906).

Cette division fut très généralement adoptée. Mais, étant donné la difficulté de trouver partout des critères géologiques de distinction, l’attribution resta fondée surtout sur la lithologie: on rapporta à l’Archéen les formations très métamorphiques et fortement granitisées, à l’Algonkien les formations peu métamorphiques à dominante sédimentaire.

Ce schéma simple se révéla rapidement insuffisant et inexact. Au Canada, il fallut introduire d’autres subdivisions, différentes suivant les régions. En Finlande, J. J. Sederholm fut conduit à distinguer plusieurs ensembles séparés par des discordances et caractérisés par des générations distinctes de granites et de roches éruptives; il démontrait que les vieux granito-gneiss ne pouvaient pas représenter l’écorce primitive du globe, mais résultaient de l’«anatexie» liée à l’orogenèse. Une des conclusions majeures des recherches de Sederholm, c’est que les principes d’«uniformitarisme» de Hutton étaient applicables dès le commencement des temps précambriens malgré leur immense durée. Enfin, C. E. Wegmann devait montrer que les chaînes antécambriennes de Finlande se sont édifiées successivement dans des zones orogéniques, différant dans le temps et dans l’espace, et il indiquait les méthodes d’analyse structurale susceptibles de déchiffrer leur histoire.

Grâce au développement de ces méthodes, conduisant à une cartographie de plus en plus détaillée étendue à presque tous les secteurs précambriens du globe, grâce aussi aux progrès de la pétrologie et de la géochimie dans l’analyse du magmatisme, la connaissance des terrains antécambriens a considérablement progressé. La géochronologie a introduit un ordre qui faisait défaut jusqu’ici, imposant des regroupements tout à fait indépendants du degré de métamorphisme en cratons et chaînes plissées caractérisés par l’âge de certains événements tectono-magmatiques.

Des groupes de travail internationaux se sont attachés à définir une division des temps antécambriens fondée sur les âges radiométriques, de façon à fournir une base commune pour les corrélations de région à région et de continent à continent. Des unités de temps ont ainsi été sélectionnées, tenant compte des événements géologiques les plus importants connus dans les principales régions du globe; elles ont été choisies de manière à ne pas recouper, autant que possible, les séquences majeures de sédimentation, de mise en place des roches ignées et des phénomènes orogéniques. Mais, à l’heure actuelle, seules des subdivisions majeures peuvent être envisagées.

C’est ainsi que la sous-commission de stratigraphie précambrienne de l’Union internationale des sciences géologiques a proposé (Precambrian Research , 1980) de diviser les temps antécambriens en deux «éons»: Archéen pour le plus ancien et Protérozoïque pour le plus récent, la limite se plaçant vers 2 500 Ma. Bien que le niveau des connaissances soit encore très imparfait en ce qui concerne l’Archéen, des coupures vers 3 500 et 2 900 Ma ont été suggérées; dans le Protérozoïque, une division en trois «ères» est recommandée, vers 1 600 et 900 Ma, la base du Cambrien étant fixée à 570 Ma.

Mais il ne s’agit là que d’un cadre chronologique très général, sans signification géodynamique précise. Dans chacun des boucliers, on cherche à reconnaître une stratigraphie s’ordonnant en cycles orogéniques successifs datés par des événements thermiques caractéristiques, qui sont principalement les mises en place de roches éruptives et le métamorphisme. Si des raccords s’esquissent, on n’est pas encore en mesure de retrouver une évolution générale ni de proposer une classification universelle.

La vie à l’Antécambrien

C’est certainement durant les temps antécambriens que la vie a pris naissance, bien que les premières formes soient encore difficiles à identifier. Cette activité biologique se manifeste de plusieurs façons dès l’Archéen le plus ancien.

La présence dans des lits sédimentaires ou des cherts archéens de matières organiques soit extraites par solvants (aminoacides, acides gras, porphyrines, n -alkanes, hydrocarbures, etc.), soit insolubles (kérogène) pose encore des problèmes, car il n’est pas certain qu’elles soient originelles ou de nature biologique (J. W. Schopf, in C. Ponnamperuma, 1977). Par contre, les teneurs en carbone isotopique observées dans des carbonates et matières organiques dès l’Archéen (supergroupe de Swaziland, en Afrique du Sud, par exemple) suggèrent l’existence de vie dès 3 700 Ma. Cela est en accord avec l’abondance dès cette époque des minerais de fer sédimentaires (banded iron formations ) qui semblent indiquer la production d’oxygène par photosynthèse de micro-organismes dans une atmosphère initialement dépourvue d’oxygène libre.

De nombreux sphéroïdes et filaments, observés au microscope dans des sédiments archéens, ont été attribués à des micro-organismes mais, selon J. W. Schopf, il s’agirait pour la plupart soit d’artefacts, soit de produits d’une contamination ultérieure.

Les premières formes d’origine organique incontestable sont les Stromatolites, considérés comme des constructions dues à des Algues calcaires. Les plus anciens ont été décrits dans des roches carbonatées associées à des quartzites, shales et roches volcaniques datées à plus de 3 000 Ma en Afrique du Sud (supergroupe de Pongola); un peu moins anciens (2 700-2 600 Ma) seraient ceux qui sont connus au Zimbabwe et dans les provinces des lacs Supérieur et des Esclaves au Canada. Les Stromatolites deviennent très abondants au Protérozoïque, où ils prennent un intérêt stratigraphique (J. Bertrand-Sarfati, 1972).

Des microfossiles rapportés à des Bactéries et des Algues bleues ont été signalés en plusieurs régions dans des roches du Protérozoïque inférieur dont l’âge serait voisin de 2 000 Ma. À peine plus récent serait le Corycium enigmaticum de Finlande, sorte de sac de matière graphiteuse dont la composition isotopique semble bien montrer l’origine organique.

Mais c’est surtout dans les formations du Précambrien terminal que les restes organiques sont connus, notamment en Sibérie et surtout en Australie, dans le bassin d’Adélaïde. Ce sont les faunes d’Ediacara, à organismes mous remarquablement conservés; on y a trouvé en particulier des Coelentérés médusoïdes, des Annélides (Dickinsonia , Spriggina ) et de nombreuses formes n’appartenant à aucun groupe connu. Elles annoncent l’épanouissement des faunes du Cambrien.

Répartition

Les terrains antécambriens forment le noyau des continents. Leurs vastes affleurements constituent des boucliers qui servent de substratum aux séries sédimentaires phanérozoïques. À leur pourtour, ils sont souvent recouverts par des formations plus ou moins épaisses et faiblement déformées: il s’agit alors de plates-formes , dans lesquelles le socle antécambrien n’est connu que par des sondages. C’est également autour de ces boucliers que se sont édifiées et soudées des chaînes plus jeunes (chaînes calédonienne, varisque, alpine en Europe) qui ont agrandi progressivement le domaine cratonique et qui font localement réapparaître des fragments disjoints du socle antécambrien (fig. 1).

En Amérique du Nord, le bouclier canadien s’étend sur toute la partie occidentale du Canada et la majeure partie du Groenland, se prolongeant en profondeur dans la plate-forme américaine, entre les grandes chaînes mésozoïques de l’Ouest et les chaînes paléozoïques de l’Est; mais le socle antécambrien apparaît localement en plusieurs régions de ces chaînes.

En Europe, le bouclier baltique correspond à la Norvège méridionale, la Suède, la Finlande et la Carélie. Il se poursuit sous la plate-forme russe, réapparaissant largement en Ukraine. À l’ouest vient s’accoler la chaîne calédonienne, au sud les chaînes varisque et alpine, à l’est celle de l’Oural. Des éléments isolés du socle précambrien repris dans ces chaînes affleurent en Écosse, en Bohême, en France (Bretagne, Massif central, Vosges et probablement Pyrénées) et en Espagne.

Une vaste zone plissée paléozoïque (à laquelle appartient l’Oural) sépare ce bouclier de la plate-forme sibérienne , limitée au sud par la grande chaîne plissée paléozoïque inférieure du lac Baïkal, à l’ouest par des chaînes mésozoïques. Le socle affleure au nord, dans le massif cristallin d’Anabar, et surtout au sud-est dans le bouclier de l’Aldan . Un autre ensemble de boucliers apparaît plus au sud, séparé des précédents par la grande chaîne alpine.

En Amérique du Sud, le bouclier guyanais et le bouclier brésilien appartiennent à un vaste ensemble qui occupe toute la partie occidentale du continent, à l’est de la chaîne tertiaire des Andes.

La plate-forme africaine occupe la quasi-totalité du continent, à l’exception des chaînes tertiaires de la Berbérie et des chaînes paléozoïques d’Afrique du Sud. Le socle antécambrien affleure largement, recouvert ailleurs par des formations subtabulaires marines ou continentales. Il se prolonge largement dans la péninsule arabique.

Le socle antécambrien forme le bouclier indien , qui occupe toute la partie méridionale de la péninsule, le bouclier chinois , le bouclier australien , qui s’étend sur tout le continent, hormis les chaînes plissées paléozoïques de l’Est, enfin le bouclier antarctique , presque entièrement recouvert par l’inlandsis.

Mais chacun de ces boucliers est lui-même très complexe, constitué par la soudure de chaînes successives, généralement disloqué par de grands accidents, parfois disjoint en blocs plus ou moins grands par des chaînes plus jeunes.

Il est évidemment impossible de donner un aperçu de l’Antécambrien de l’ensemble du globe: on trouvera les données essentielles sur les principaux boucliers dans les articles consacrés à la géologie des différents continents. Nous soulignerons seulement ici quelques traits particulièrement importants.

2. L’Archéen

On attribue généralement à l’Archéen des terrains où les roches présentent des âges radiométriques antérieurs à 2 500 Ma. Présents dans tous les boucliers, ils se regroupent en provinces de dimensions variées et peuvent être rapportés à deux types principaux: d’une part, des complexes granulitiques (dominant dans les boucliers de Sibérie, de Chine, d’Amérique du Sud, d’Afrique occidentale et centrale), d’autre part des ensembles de granites et roches vertes appelés greenstone belts (bien représentés dans les boucliers d’Amérique du Nord, d’Afrique australe et d’Australie).

Les complexes granulitiques

Ils sont caractérisés par la prédominance de formations gneissiques assez monotones, affectées par un métamorphisme de haut degré, presque toujours migmatisées et granitisées. Bien que des épaisseurs dépassant 15 000 mètres aient été observées, le métamorphisme ne présente pas de variations ordonnées et se distribue irrégulièrement entre le faciès amphibolite et le faciès granulite; un métamorphisme rétrograde, atteignant le faciès amphibolite à épidote, se superpose fréquemment, surtout au voisinage de zones plissées plus jeunes.

Les gneiss basiques (à pyroxènes et plagioclase) et les amphibolites dominent largement; malgré la disparition des textures primaires caractéristiques, il est probable qu’il s’agit d’anciennes laves basiques, tufs et parfois complexes stratifiés (avec les ultramafitites et anorthosites qui leur sont liées). Des formations ferrifères leur sont souvent associées, soit en strates grossièrement rubanées ou en lentilles riches en silicates et alumino-silicates, soit sous forme de quartzites à magnétite et sillimanite. Il existe aussi des strates d’origine incontestablement sédimentaire ou représentant des produits d’altération: quartzites (pouvant atteindre plusieurs milliers de mètres d’épaisseur), gneiss et quartzites alumineux (à grenat, biotite, sillimanite, cordiérite, avec corindon et spinelle abondants), marbres, gneiss à graphite, etc. Enfin, on note la fréquence des gneiss charnockitiques et enderbitiques. Par contre, les conglomérats et grès grossiers sont toujours absents.

La frappante ressemblance de la lithologie et des successions observées dans de nombreuses régions, même très éloignées, est un des traits les plus remarquables de ces complexes. Cela a conduit L. J. Salop (1977) à proposer une séquence générale, à partir des successions relevées dans les boucliers d’Aldan et Anabar (Sibérie) où la série est particulièrement bien développée; ce serait, de bas en haut: 1. association de quartzites, amphibolites, gneiss alumineux, quartzites et gneiss à magnétite; 2. épaisse succession d’amphibolites et gneiss basiques à hypersthène, avec quartzites, roches alumineuses, marbres subordonnés, gneiss charnockitiques et enderbitiques; 3. complexe caractérisé par la présence de roches carbonatées (marbres, gneiss à silicates calciques) et de métabasites; 4. gneiss à biotite et grenat, quartzites, gneiss à pyroxène et amphibole; mais la plupart du temps on n’observerait qu’une partie seulement de cette séquence.

Partout ces complexes gneissiques sont intensément déformés, mais dans de nombreuses régions ils présentent une disposition structurale d’ensemble caractéristique, en vastes dômes ovaloïdes, irréguliers ou arrondis, atteignant 800 kilomètres. Ces structures correspondent à des systèmes de plis isoclinaux à disposition concentrique et vergence centripète, avec des corps alaskitiques anatectiques au cœur. Entre ces ovales se trouvent des zones plissées assez chaotiques avec des dômes de plus petite dimension. Les grandes structures s’accompagnent de plis de plusieurs ordres allant jusqu’aux microplis. Ces structures, particulièrement remarquables dans les provinces d’Aldan et Anabar en Sibérie, ont été retrouvées par la géophysique sous la plate-forme russe (fig. 2); elles apparaissent, plus ou moins bien reconnaissables, dans la plupart des grands domaines à granulites. Elles suggèrent, à l’Archéen, la mobilité d’une croûte où dominait une tectonique diapirique verticale, sans plan structural bien défini.

Des âges radiométriques très anciens (3 800 Ma) ont été trouvés dans ces complexes, qui forment souvent le substratum d’ensembles archéens discordants. L. J. Salop (1977) les considère comme datant de plus de 3 500 Ma, leur restreignant le terme d’Archéen; les âges plus récents fréquemment observés résulteraient d’un rajeunissement opéré lors des remobilisations postérieures. Le métamorphisme de haut degré et l’importance de l’anatexie suggèrent un gradient géothermique élevé entraînant la mobilité d’une croûte où dominaient les laves et tufs basiques, puis les produits d’une sédimentation principalement chimique dans des proto-océans peu profonds, sous une atmosphère dense et chaude, privée d’oxygène libre.

Les granites et roches vertes («greenstone belts»)

Les ensembles archéens de roches vertes présentent des caractères étonnamment semblables dans tous les boucliers (K. C. Condie, 1981). Ce sont de puissantes accumulations de roches volcaniques ultramafiques à mafiques et de sédiments, qui apparaissent en synformes (dont la longueur peut atteindre 300 km et la largeur 50 km) irrégulièrement digitées entre de vastes dômes de gneiss et granites représentant de 80 à 90 p. 100 des affleurements. Ils ne sont affectés que par un métamorphisme de faible degré (faciès schistes verts la plupart du temps), de sorte que les textures et structures primaires sont ordinairement conservées, ce qui permet d’établir des successions lithostratigraphiques; malgré les complications dues à la structure en plis isoclinaux, aux déformations et à la ressemblance de nombreux niveaux, on a mesuré des épaisseurs de 10 000 à 20 000 mètres.

Les formations volcaniques et sédimentaires présentent partout un caractère cyclique remarquable à toutes les échelles. Ainsi, dans le supergroupe du Swaziland, dans la synforme de Barbeton (Kaapvaal, Afrique du Sud), les cycles volcaniques majeurs débutent par des coulées ultramafiques, puis mafiques et se terminent par des roches felsiques et des jaspes, atteignant 500 mètres d’épaisseur et se répétant plusieurs fois. Les cycles sédimentaires commencent ordinairement par des grauwackes, parfois des conglomérats, puis viennent des shales et, vers le haut, des jaspes et minerais de fer rubanés. Dans un même ensemble, on observe souvent de cinq à dix cycles majeurs, formés chacun de cycles mineurs, avec de façon générale décroissance des ultramafitites et mafitites vers le haut, augmentation des roches pyroclastiques par rapport aux coulées, en même temps que se développent de plus en plus les sédiments détritiques.

Dans les roches volcaniques (coulées, pyroclastites, intrusions, sills, dykes), on retrouve les trois séries classiques alcaline, tholéiitique et calcalcaline, la première n’étant que très peu représentée; mais une quatrième série, celle des komatiites, paraît caractéristique (bien qu’on l’ait retrouvée dans des terrains beaucoup plus récents). Les komatiites , découvertes par M. J. et R. P. Viljoen (1969) dans la province de Barbeton, sont des laves de composition péridotitique (PK) et basaltique (BK) remarquables par une forte teneur en MgO (supérieure à 30 p. 100 dans les PK et à 9 p. 100 dans les BK) et de faibles teneurs (inférieures à 0,9 p. 100) en alcalins et Ti2; de plus, ces laves présentent des textures persillées, dites spinifex, typiques du refroidissement rapide d’un magma magnésien; elles forment des coulées métriques, cycliques, avec fréquemment des pillow-lavas. Les komatiites se développent surtout dans les parties inférieures des successions stratigraphiques, diminuant d’épaisseur vers le haut en même temps que les séries tholéiitiques au profit des roches calcalcalines. Elles sont appauvries en REE (terres rares) légères et enrichies en REE lourdes, avec une anomalie nulle ou faiblement positive en europium; à cet égard, elles rappellent les péridotites alpines, mais diffèrent nettement des nodules péridotitiques des kimberlites.

Les roches sédimentaires représentent de 15 à 30 p. 100 en moyenne (atteignant 85 p. 100 dans la province des Esclaves au Canada) de l’ensemble. Les sédiments détritiques (grauwackes, argilites) dominent, toujours immatures, granoclassés, avec prédominance des éléments volcaniques et pouvant passer latéralement ou verticalement à des roches pyroclastiques; ils forment des lits de 0,1 à 1 mètre, sur des épaisseurs atteignant 5 000 mètres. Les conglomérats sont importants, bien que peu abondants; dans les galets, peu évolués, dominent les roches volcaniques, mais il existe aussi des trondhjemites-tonalites. Les jaspes sont partout présents, bien que mineurs, associés à des minerais de fer rubanés; les quartzites et arkoses sont rares; les roches carbonatées, peu fréquentes, renferment parfois des stromatolites.

Dans plusieurs provinces (Abitibi au Canada, par exemple) on a pu mettre en évidence des complexes volcaniques atteignant 175 kilomètres de diamètre, comportant des produits subaériens et subaquatiques. Les ensembles sédimentaires correspondent à des bassins tectoniquement actifs, les uns profonds, les autres de faible profondeur ou même subcontinentaux. Il paraît probable que les greenstone belts représentent les restes d’unités beaucoup plus étendues, pincées et plissées entre des dômes diapiriques de granitoïdes.

Les synformes volcano-sédimentaires (fig. 3) sont en effet enserrées au milieu de terrains gneissiques et granitiques, concordants ou discordants, au voisinage desquels ils subissent souvent un important métamorphisme de contact. Les complexes gneissiques dominent, formant de vastes dômes dont la foliation est parallèle au contact des roches vertes vers les bords; ils renferment de nombreuses enclaves (parfois kilométriques) de celles-ci, dans le prolongement des digitations ou parallèlement; ce sont des gneiss de composition trondhjemitique ou tonalitique, la plupart du temps fortement migmatisés, passant à des granitoïdes, ou rubanés et même œillés. Il existe également des plutons tonalitiques à granitiques foliés et concordants et d’autres franchement discordants.

Les âges radiométriques les plus anciens, voisins de 3 800 Ma, ont été obtenus sur des gneiss; mais ceux-ci contiennent des enclaves et septa de roches vertes et de sédiments, ce qui implique une croûte encore plus ancienne. Ainsi, les roches vertes d’Isua (Groenland occidental), métamorphisées dans les faciès amphibolite et schistes verts, renferment des minerais de fer rubanés datés à 3 760 Ma ainsi que des conglomérats à galets de granite; leur âge ne peut pas être distingué de celui des granites gneissiques encaissants, considérés eux-mêmes comme les équivalents des gneiss charnockitiques d’Amitsoq. Les roches vertes de Barbeton seraient un peu plus récentes (3 500 Ma). Les premières mises en place importantes de granites se placeraient vers 3 200-3 100 Ma Cependant, selon K. C. Condie (1981), la majeure partie des roches vertes semble correspondre aux deux périodes 3 000-2 800 et 2 700-2 600, la seconde étant marquée dans la plupart des provinces archéennes; enfin, un plutonisme granitique se manifesterait vers 2 500 Ma, à la fin de l’Archéen.

Les relations entre les greenstone belts et les complexes granulitiques sont donc encore très incertaines. Pour L. J. Salop (1977), les seconds constitueraient le substratum «archéen» (antérieur à 3 500 Ma) des premiers, rapportés à un «paléoprotozoïque» (entre 3 500 et 2 500 Ma); mais cela met en cause la signification de nombreux âges radiométriques. Pour d’autres auteurs, les complexes granulitiques pourraient représenter soit des équivalents latéraux des ensembles de roches vertes, soit des zones de racines profondes de celles-ci, remontées lors de phénomènes diapiriques. Malgré les progrès considérables qui ont été enregistrés, nos connaissances restent insuffisantes pour interpréter l’évolution d’ensemble de l’écorce à l’Archéen et la signification des grandes déformations qui semblent marquer sa fin, vers 2 700-2 500 Ma, comme l’orogenèse «kenorienne» au Canada ou le «Limpopo belt» en Afrique australe.

3. Le Protérozoïque

Dans les formations protérozoïques, d’âges plus récents que 2 500 Ma, on ne retrouve plus les ressemblances lithologiques et structurales qui paraissent caractériser les terrains archéens dans tous les boucliers. Malgré les transformations métamorphiques souvent intenses, l’anatexie et le plutonisme, on reconnaît des roches d’origine beaucoup plus variée. Le développement de séries détritiques évoluées (conglomérats, arkoses, grauwackes, grès, pélites, etc.) ou de formations carbonatées et les caractères du volcanisme (subaérien ou sous-marin) permettent de distinguer des zones de plate-forme et des bassins mio- ou eugéosynclinaux. L’opposition caractéristique de l’évolution terrestre entre des domaines continentaux et océaniques, impliquant deux types de croûte, s’affirme avec netteté.

On constate en effet l’individualisation de cratons, dont les terrains archéens forment les noyaux, auxquels viennent se souder des chaînes plissées successives, différant suivant les régions dans leur structure, leur âge et leur signification géodynamique. Ces chaînes sont remarquables par leur disposition en zones linéaires allongées (belts) entre les blocs archéens et autour d’eux, reprenant et remaniant ces derniers en même temps que les chaînes plus anciennes. Mais on n’en observe généralement que des fragments difficiles à raccorder. Seuls les âges radiométriques permettent de situer les observations régionales dans l’échelle des temps et d’esquisser des corrélations pour reconstituer les anciennes chaînes et leur succession.

Les restes d’origine organique sont encore trop rares et trop peu évolués pour présenter un intérêt chronologique; les Stromatolites sont les seuls à présenter des variations dans le temps, mais leur liaison aux conditions du milieu limite leur utilisation stratigraphique.

Des traces de phénomènes glaciaires ont été décrites en de nombreuses régions dans des formations d’âge varié. Les cas indiscutables actuellement connus semblent montrer, selon N. M. Chumakov (1981), l’existence de deux complexes glaciaires d’extension régionale: l’un se situe à la partie inférieure du Protérozoïque inférieur (Amérique du Nord, Afrique du Sud), avec trois ou quatre horizons glaciaires (glaciocomplexe canadien); l’autre se place vers la fin du Protérozoïque (Europe, Asie, Amérique du Nord et du Sud, Afrique, Australie), avec au moins cinq horizons (glaciocomplexe africain). L’intervention des événements glaciaires dans l’établissement de corrélations doit cependant être contrôlée par les méthodes biostratigraphiques et radiométriques.

La division proposée en 1980 des temps protérozoïques en «ères», dont les limites inférieures correspondraient approximativement à 2 500, 1 600 et 900 Ma, ne peut indiquer qu’un cadre très général pour les datations radiométriques. Celles-ci traduisent des événements dont la signification est généralement difficile à préciser dans une évolution géologique d’une extrême complexité.

Le Protérozoïque inférieur (Pr. I) correspond, dans l’ensemble, aux orogenèses karélienne (bouclier baltique), huronienne (bouclier canadien), éburnéenne (Afrique de l’Ouest), etc., dont les relations ne sont pas établies. Chacune intéresse de nombreuses formations, sédimentaires ou ignées, affectées de transformations et déformations superposées, de sorte que les interprétations restent presque toujours largement discutées.

Ainsi, dans le bouclier baltique, la chaîne des Karélides constitue une large zone plissée subméridienne reprenant le craton archéen; en bordure de celui-ci dominent les formations de plate-forme du Jatulien, constitué de conglomérats polygéniques, de quartzites, de dolomies, de pélites renfermant des lentilles de «shungite» qui représenteraient les plus anciens charbons connus, d’origine planctonique; par contre, le Kalévien comporte de puissantes formations de type flysch, riches en roches basiques. Plus à l’ouest, la chaîne des Svecofennides, de direction générale est-ouest, semble, par sa structure, représenter un cycle plus ancien; elle présente des caractères miogéosynclinaux, avec d’épaisses séries schisto-gréseuses varvées et des formations volcaniques (amphibolites, leptites). Karélides et Svecofennides sont extrêmement plissés, avec un métamorphisme varié, et comportent des granitoïdes syn-, tardi- et post-cinématiques; mais les âges radiométriques se sont révélés les mêmes, de sorte qu’il peut s’agir de zones différentes d’un même orogène ou de deux cycles distincts, le matériel svécofennien ayant été radiométriquement rajeuni.

Au Protérozoïque moyen (Pr. II), on retrouve beaucoup plus fréquemment dans les roches des traits caractéristiques de celles du Phanérozoïque; les Stromatolites deviennent abondants et permettent déjà d’ébaucher une stratigraphie. De nombreuses formations peuvent être ainsi individualisées, regroupées sous les termes de Riphéen, en ex-U.R.S.S., de Sinien, en Chine, etc.; mais les limites et les subdivisions en sont encore mal fixées, et les corrélations entre les successions régionales restent en général hypothétiques.

Les régions cratoniques stables sont caractérisées par des formations de plate-forme, ordinairement peu métamorphiques, où se développent des roches carbonatées à Stromatolites, ou bien des sédiments détritiques grossiers, comme le Jotnien de Finlande ou le Torridonien d’Écosse. Dans les zones mobiles prédominent les flyschs gréso-pélitiques et les roches volcaniques (avec les associations spilites-kératophyres); les discordances angulaires y sont fréquentes, les roches sont ordinairement très déformées, métamorphisées et granitisées.

Les zones mobiles correspondent en effet à de grandes chaînes plissées qui s’allongent entre les cratons plus anciens ou à leurs bordures, avec leur métamorphisme et leur magmatisme; elles caractérisent des cycles orogéniques complexes dont on peut dater certains événements, différant suivant les boucliers sans qu’on puisse établir des corrélations précises. Ainsi, en Afrique équatoriale, la chaîne kibarienne a été identifiée dans de vastes zones, de plusieurs centaines de kilomètres de largeur et longues de plus de 1 500 kilomètres, s’étendant du sud - sud-ouest au nord - nord-est entre le craton congolais d’une part et les cratons tanzanien (Kibarien) et zambien (Burundien) d’autre part, et entre ces derniers et le craton rhodésien (Irumide belt); la chaîne est-ouest Namaqualand-Natal, en Afrique du Sud, serait de même âge; ces chaînes semblent avoir été plissées entre 1 300 et 1 100 Ma, avec des manifestations plus tardives, notamment des granites. Dans le bouclier canadien, le cycle elsonien se manifeste vers 1 400 Ma, principalement dans la province de Labrador où il est caractérisé par la mise en place de grandes intrusions basiques (gabbros, anorthosites); le cycle de Grenville, vers 950 Ma, affecte plus tardivement une large zone sud-ouest - nord-est au bord du craton, reprenant des formations antérieures.

Le Protérozoïque supérieur (Pr. III) est postérieur aux grandes orogenèses kibarienne et grenvillienne (bien que leurs manifestations tardives aient pu s’y prolonger). Il présente les mêmes caractères d’ensemble que le Protérozoïque moyen, mais généralement mieux marqués (à moins que les formations aient été reprises dans les orogenèses du Phanérozoïque).

On y reconnaît encore de vastes chaînes plissées, dont les plus remarquables sont celles qui ont abouti à la formation du continent africain en soudant les cratons antérieurs: la chaîne pharusienne (appelée aussi panafricaine) en bordure orientale du craton ouest-africain, la chaîne katanguienne entre le craton du Congo et celui du Kalahari, la chaîne mozambiquienne à l’est de l’Afrique. Ces chaînes sont d’une grande complexité, comportant des formations très variées souvent séparées par des discordances, présentant des phases multiples avec leur métamorphisme et leur magmatisme, reprenant de vastes secteurs des chaînes plus anciennes; leurs dernières manifestations se prolongent jusque dans le Cambrien.

Sur les cratons qui n’ont pas été repris dans des orogenèses plus tardives, les formations de plate-forme sont ordinairement peu ou pas métamorphiques et une lithostratigraphie détaillée peut y être définie, précisée par les Stromatolites. Elles font suite aux formations du Protérozoïque moyen, comprenant les termes supérieurs du Riphéen en ex-U.R.S.S., du Sinien en Chine, à la majeure partie de l’Adélaïdien (qui débuterait à 1 100 Ma) en Australie.

Les formations terminales ont été individualisées sous les termes assez imprécis d’Éocambrien ou d’Infracambrien. On tend actuellement à préférer le terme de Vendien , qui désigne une unité stratigraphiquement bien définie et largement distribuée en ex-U.R.S.S. Le Vendien débute généralement par des dépôts glaciaires datés à 650-680 Ma; à sa partie supérieure, il contient des faunes à Métazoaires (comparables aux associations célèbres d’Ediacara, dans l’Adélaïdien supérieur d’Australie), Algues, Stromatolites, etc.

La limite supérieure du Vendien, et du Précambrien, est définie par la base du Cambrien, c’est-à-dire du Tommotien qui voit l’apparition des premières faunes à squelette, des Achaeocyathes et des Acritarches. Cette limite est donc paléontologique, comme celles des divisions du Phanérozoïque. Correspondant à un âge radiométrique voisin de 570 Ma, elle est indépendante du déroulement des grands cycles orogéniques de la fin du Protérozoïque, dont les derniers épisodes peuvent persister dans le Cambrien.

4. Problèmes posés par l’Antécambrien

Les temps antécambriens correspondent à la partie la plus longue de l’histoire du globe, celle durant laquelle se sont constitués les vieux cratons qui sont les socles de nos continents. En essayant de déchiffrer cette histoire, on est placé devant les problèmes fondamentaux de l’évolution de la Terre.

Dans l’étude de l’Antécambrien, le principe d’«uniformitarisme» est sans aucun doute applicable, en ce sens que les lois physiques sont vraisemblablement restées les mêmes. Mais il est probable que les conditions de leur application ont considérablement changé; les phénomènes géologiques actuels ne nous donnent que partiellement la clef de ce passé lointain. Ainsi, les caractères de l’atmosphère et des eaux océaniques, de même que les conditions biologiques, devaient être bien différents, et par conséquent les phénomènes d’altération superficielle, d’érosion et de sédimentation. L’état thermique du globe et les relations entre le manteau et la croûte ont nécessairement subi une importante évolution depuis les temps prégéologiques. Peut-être faut-il aussi envisager une augmentation du rayon terrestre et même des changements dans les conditions astronomiques?

L’analyse des innombrables problèmes que pose l’Antécambrien repose d’abord sur une connaissance approfondie de la structure des cratons et sur l’établissement de corrélations entre les événements majeurs de leur histoire dans les différentes régions.

Les méthodes de l’analyse structurale ont fait progresser considérablement nos connaissances au cours des dernières décennies. Elles ont montré la complexité des édifices précambriens, mais ont permis en même temps de retrouver les plans structuraux des vieilles chaînes et de distinguer des phases successives de déformations et de recristallisations. Mais elles ne nous donnent qu’une chronologie locale.

Seule la géochronologie peut replacer les phénomènes dans l’échelle des temps. Les données sont encore peu nombreuses et toutes ne sont pas immédiatement utilisables. Pourtant, elles nous permettent déjà d’entrevoir des raccords entre les chaînes qui se sont succédé dans les différents continents.

Ces raccords ne sont en général possibles qu’en faisant intervenir des déplacements relatifs des masses continentales de grande ampleur, mais dont l’essentiel se serait effectué durant les temps phanérozoïques. À l’Antécambrien, si les données paléomagnétiques, encore peu nombreuses et d’interprétation malaisée, indiquent des mouvements polaires apparents au moins aussi importants, leurs caractères sont très différents. Au Protérozoïque, les provinces archéennes actuellement voisines paraissent s’être déplacées en bloc, et J. D. A. Piper (1976) a pu reconstruire un trajet polaire apparent qui est le même, entre 2 700 et 800 Ma, pour l’Amérique et pour l’Afrique en juxtaposant de façon convenable les deux continents. Cela semble indiquer que la croûte continentale s’est comportée, au Protérozoïque, comme un supercontinent unique ne subissant que des déformations internes dans des zones mobiles séparant des cratons archéens rigides. En effet, les structures des cratons se prolongent souvent de part et d’autre des zones mobiles et même à l’intérieur de celles-ci: par exemple, en Afrique, la chaîne katanguienne traverse les chaînes kibariennes plus anciennes sans les interrompre complètement et il en est de même du Limpopo belt entre les cratons archéens du Zimbabwe et de Kaapvaal. À l’Archéen, la disposition en grands ovales granito-gneissiques et greenstone belts souligne la prépondérance d’une tectonique verticale agissant sur une croûte relativement mobile et sans orientation structurale dominante. Les grandes chaînes plissées linéaires (avec leur cortège de granitoïdes et anorthosites) ne commencent à se développer que vers la limite Archéen-Protérozoïque et c’est seulement au Protérozoïque supérieur que se manifeste une fracturation conduisant à de grands fossés tectoniques.

L’évolution qui semble ainsi s’esquisser pour la croûte continentale pose la question de sa formation et de ses relations avec la croûte océanique. Si la croûte archéenne a occupé la totalité de la surface du globe, on peut envisager un accroissement du rayon terrestre pour expliquer la naissance d’une croûte océanique. Mais il est également possible qu’une tectonique de plaques soit intervenue dès le début, bien qu’avec des modalités différentes de celles que la nouvelle tectonique globale nous a révélées depuis le Mésozoïque.

L’étude de l’Antécambrien conduit inévitablement aux problèmes du commencement. Sur les temps prégéologiques, antérieurs à 3 800 Ma, nous n’avons encore aucune information directe. Cependant, grâce aux données fournies par les météorites et les roches lunaires, grâce aussi à la compréhension des processus géochimiques fondamentaux, il est possible de construire des modèles compatibles avec les résultats connus sur l’Antécambrien (par exemple, K. C. Condie, 1981). Les rapides progrès de nos connaissances dans tous ces domaines conduiront certainement à perfectionner ces modèles et à proposer des hypothèses cohérentes sur l’origine de la Terre et l’évolution de son écorce.

antécambrien, ienne [ ɑ̃tekɑ̃brijɛ̃, ijɛn ] adj.
• 1959; de anté- et cambrien
♦ ⇒ précambrien.

antécambrien nom masculin Synonyme de précambrien. ● antécambrien (synonymes) nom masculin
Synonymes :
- précambrien

antécambrien, enne
adj. et n. m. GEOL Syn. précambrien.

antécambrien, enne [ɑ̃tekɑ̃bʀijɛ̃, ɛn] adj. et n. m.
ÉTYM. 1959; de anté-, et cambrien.
Précambrien.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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