SITE OPTIMISÉ POUR EDGE, MOZILLA FIREFOX et CHROME
AFFICHAGE 1920 X 1080
SITE OPTIMISÉ POUR EDGE, MOZILLA FIREFOX et CHROME
AFFICHAGE 1920 X 1080
SITE OPTIMISÉ POUR EDGE, MOZILLA FIREFOX et CHROME
AFFICHAGE 1920 X 1080
La page
La page
La page
Il y a quelques mois, des élèves de Lycée m’ayant contacté plusieurs fois pour que je fasse une présentation de la paléontologie, j'avais commencé à préparer une page sur ce sujet. N'étant pas très passionné par les fossiles, j'avais un peu trainé sur cette page pour trouver de la doc, je n'avais quasiment rien dans mes archives, ni dans ma bibliothèque pourtant (trop) abondamment fournie, et, alors que le dossier était presque terminée, j'ai égaré le fichier où tous y était, textes et photos, il n'y avait plus qu'à mettre en page et publier.
Hier soir j’ai retrouvé ce dossier, quelques heures
pour le mettre en page et le voilà…
" La paléontologie est la science qui traite de l'histoire et de l'évolution de la vie depuis son apparition sur terre, il y a plus de trois milliards et demi d'années. Elle est fondée sur l'étude des fossiles. "
Ce que le paléontologue sait déduire de ces restes est absolument remarquable. Il peut connaître grâce à eux beaucoup de choses, comme le mode de vie de ces créatures, de quoi elles se nourrissaient, comment elles se reproduisaient, sous quels climats et dans quels milieux elles évoluaient.
Parallèlement à la paléontologie, d'autres sciences contribuent à la reconstitution des mondes anciens. La paléogéographie étudie la position des continents, mers et océans au cours de l'évolution de la planète. La paléoclimatologie étudie l’évolution des climats du globe au cours de ses cycles. Ces différentes études nous font découvrir les mondes disparus.
Un fossile est une trace du vivant enfoui dans des sédiments depuis plusieurs millions d'années. Dans la plupart des cas, les organismes biologiques ont été entièrement décomposés ou dissous dans le sédiment. Il ne subsiste plus alors qu’une empreinte de la forme dans la roche. Des traces d’activités peuvent aussi être fossilisées telles les traces de pas et coprolithes (déjections), c'est le domaine de la paléoichnologie.
L'histoire de la vie sur Terre s’inscrit dans les roches. La profusion d’espèces vivantes qui se sont succédées sur la planète y ont laissées les empreintes de leur existence passée. La paléontologie c’est la recherche et l'interprétation scientifique de ces traces, l'étude des espèces souvent disparues ou de leur évolution.
Le paléontologue reconstitue l'histoire du vivant sur la Terre à partir des empreintes et restes des espèces du passé. Ces déductions sont remarquables elles aboutissent suite à de longues recherche comparables à des enquêtes policières. La somme d’indices permet de connaître le mode de vie des espèces, leur reproduction ; leur environnement ; le climat de leur époque ; leur mode de croissance ; etc.
IMPORTANCE SCIENTIFIQUE
Depuis toujours, les fossiles ont fasciné l’homme qui leur a donné toutes sortes d’origines et appellations.
Au XIXe siècle, ce sont les recherches de Charles Lyell, de Jean-Baptiste de Lamarck, et aussi de Charles Darwin et la « Théories de l'évolution », puis de la « Théorie de la tectonique des plaques », expliquée par Franck Bursley Taylor (1860 –1938) et Alfred Wegener (1880 – 1930) en 1913, qui développent l’étude scientifique des fossiles.
Les fossiles sont surtout connus par le commun des mortels, comme des restes d’animaux ou plantes trouvés dans la roche comme les ammonites, les poissons, les trilobites, les oursins, les dents de requins, les squelettes, les plantes.
Les découvertes scientifiques récente telles la photomicrographie et la microtomographie permettent maintenant d’accéder à des détails microscopique qui échappaient à l’étude macrographique ce qui permet d’imaginer la morphologie complexe, le mode de reproduction, le mode de nutrition etc., des fossiles.
La découverte d'ADN fossile, grâce à l'amplification permise par la réaction en chaîne par polymérase à été un bond en avant à la fin des années 1990, ces techniques s’améliorent toujours. L'une d’elles consiste à extraire de l'ADN de l'ambre. L'ADN peut aussi provenir de cristaux dans des ossements fossilisés.
Une nouvelle science la taphonomie étudie les processus de fossilisation et de recristallisation ainsi que tous les processus associés pour comprendre comment certains restes d’organismes sont préservés.
Pour la reconstitution paléo environnementale, la présence de fossiles et leur distribution, orientation, quantité, type ou encore diversité dans la roche ont une grande importance, ainsi que pour l'étude stratigraphique ou sédimentologique de la roche, c’est pourquoi il est important de relever toutes ces données lors de la récolte de fossiles.
Avant l’avènement de la radio datation, les fossiles étaient utilisés comme marqueurs de temps pour dater les sédiments.
LA PALEONTOLOGIE
Charles Lyell
Jean-Baptiste de Lamarck
Charles Darwin
Processus de fossilisation
Il faut des conditions particulières pour qu'un organisme vivant se fossilise. Ce processus s'opère le plus souvent par la minéralisation de l'organisme : les tissus sont remplacés par des substances minérales, pétrifiés au sein de la roche sédimentaire, roche par excellence pour la conservation de fossiles. Il peut y avoir, plus rarement, une conservation de la matière organique, dans les cas de congélation (celle des mammouth dans le pergélisol), de momification (momification dans du bitume, la diatomite (roche siliceuse)), d'inclusion dans de l'ambre [1]. La conservation est meilleure et plus fréquente pour les parties rigides de l'organisme. Les tissus mous ne sont préservés de la décomposition qu'en l'absence d'oxygène, ce qui se produit dans certains dépôts de vase ou de boue*, voire au sein d'argiles d'origine volcanique[2]&[3].
Le temps de fossilisation est très long en cas de minéralisation (plusieurs millions d'années) ; il peut être très court (quelques heures) lorsqu'il y a congélation, ou phosphatisation de tissus[1].
Parfois ne sont conservées que des traces d'activité biologique (comme les terriers) ; c'est le domaine de la paléoichnologie.
Processus de décomposition
La capacité de conservation des fossiles est en grande partie due au processus de décomposition des organismes. Celui-ci explique pourquoi il est rare de retrouver des fossiles des parties molles organiques (60 % des individus d'une communauté marine sont uniquement composés de parties molles). La présence des parties molles est alors le résultat de conditions sédimentologiques et diagénétiques exceptionnelles.
Les processus de décomposition aérobie sont les plus rapides et les plus efficaces pour la biodégradation. Ainsi, il est nécessaire d'avoir un environnement anoxique pour pouvoir préserver des organismes faiblement minéralisés et des parties molles. La demande en oxygène pour la décomposition en milieu aérobie est très élevée (106 moles de O2 pour 1 mole de carbone organique) :
106(NH3)16H3PO4%20%2B%20106%20O2%20%E2%86%92%20106%20CO2%20%2B%2016%20NH3%20%2B%20H3PO4%20%2B%20106%20H2O.png){kind=small}
La décomposition est la source principale de perte de données dans le registre fossile et la minéralisation est le seul moyen de la freiner. Les tissus peuvent se conserver sous la forme de perminéralisations (déchets organiques altérés) ou, quand la détérioration est prolongée, sous la forme d'empreintes. Si la décomposition est plus importante que la minéralisation, les tissus sont détruits et seuls les matériaux réfractaires (chitine, lignine ou cellulose) sont conservés.
La décomposition fossilisée se détecte en trois étapes. Dans un premier temps, on identifie la décomposition par les détériorations de la structure de l'organisme fossilisé (tissus osseux ou phanères modifiés, étalement des traces de lipides autour de l'organisme...). Ensuite, il faut reconnaître les minéraux particuliers et les marqueurs géochimiques associés aux divers types de décomposition. Enfin, il faut rechercher les microfossiles des organismes microbiens impliqués dans le processus.
La matière organique se recycle en majeure partie dans l'eau, en particulier dans la zone euphotique. Une petite proportion de cette matière organique participe à la formation des sédiments adjacents et sera affectée par les modifications du flux organique (biostratinomique) telles que la photo-oxydation, l'activité microbienne et les organismes détritivores.
Processus de diagenèse fossile
En plus des lipides, la matière organique comprend également des biopolymères, comme les glucides, les protéines, la lignine et la chitine, dont certains seront utilisés pour sa consommation ou modifiés par les organismes benthiques et les micro-organismes. Ceux qui ne sont pas utilisés pourront subir une polycondensation qui conduira à la formation de géopolymères qui s'intégreront au proto-kérogène (précurseur du kérogène). Lors de l'enfouissement des sédiments, la condensation s'accroît et l'insolubilité produit la lente conversion diagénétique du kérogène, constituant principal de la matière organique dans les sédiments anciens.
On trouve de grandes quantités de molécules organiques dans les sédiments et les roches sédimentaires. On les qualifie de marqueurs biologiques ou de « biomarqueurs ». Leur étude et leur identification nécessitent des techniques avancées d'investigation et d'analyse. Ces marqueurs conservent un registre très détaillé de l'activité biologique passée et ils sont liés aux molécules organiques actuelles. On trouve autant de sources possibles de marqueurs biologiques dans les échantillons que de molécules dans un organisme.
Une roche-mère est un volume rocheux qui a généré et expulsé des hydrocarbures en quantité suffisante pour former une accumulation de pétrole et de gaz. Celle-ci se compose de grès, de sables, d'argiles et de certains calcaires fins; constituants favorables à un milieu qui assimile et transforme la matière organique selon des phénomènes de réductions. On peut les expliquer par l'accumulation successive de sédiments sur la matière organique qui, peu à peu, se retrouve emprisonnée dans un milieu fermé et anaérobie. À la suite de ces transformations, une portion de la matière organique se retrouve assimilée par la roche sédimentaire, devenant partie intégrante de sa composition. Pour ce qui est de l'autre portion, les macromolécules qui la composent deviennent insolubles et inassimilables dans la roche mère, formant alors le kérogène[4]. La plupart des roches mères potentielles contiennent entre 0,8 et 2 % de carbone organique. Il est couramment admis, comme limite basse, un pourcentage de 0,4 % en volume de carbone organique pour la production d'hydrocarbures. Toutefois, la génération est plus efficace avec un pourcentage supérieur à 5-10 %. La nature des hydrocarbures générés dépend essentiellement de la composition du kérogène, qui peut être composé de deux types de matières organiques : les débris de plantes terrestres — les sédiments libèrent alors du gaz — ou d'organismes aquatiques, comme les algues, le phytoplancton, le zooplancton — auquel cas ils forment alors du pétrole (si la maturation est suffisante).
Processus de destruction physico-chimique
La durabilité des squelettes dépend de leur résistance à la rupture et à la destruction par des agents chimiques, physiques et biotiques. Ces processus destructeurs peuvent être divisés en cinq catégories qui suivent plus ou moins l'ordre séquentiel : la désarticulation, la fragmentation, l'abrasion, la bioérosion et la corrosion/dissolution.
La désarticulation correspond à la désintégration de squelettes composés de plusieurs éléments le long des jointures ou des articulations préexistantes. Ce phénomène peut également se produire avant même la mort, comme la mue ou l'exuvie chez les arthropodes. Cette décomposition détruit les ligaments reliant les ossicules d'échinodermes en quelques heures ou quelques jours après la mort. Les ligaments, comme ceux des moules, composés de conchyoline, sont plus résistants et peuvent rester intacts pendant des mois, en dépit de la fragmentation de la coquille.
La fragmentation se produit lors d'un impact par des objets physiques et par des agents biotiques, tels que les prédateurs ou les nécrophages. Certaines formes de rupture permettent d'identifier le prédateur. Les coquilles ont tendance à se briser le long de lignes de faiblesse préexistantes, telles que les lignes de croissance ou d'ornementation. La résistance à la fragmentation dépend de plusieurs facteurs : la morphologie du squelette, la composition et la microstructure (notamment épaisseur et pourcentage de matière organique).
L'abrasion est le résultat du polissage et du concassage des éléments du squelette, qui produit un arrondissement et une perte des détails de la surface. Il y a eu des études semi-quantitatives sur les proportions de l'abrasion, en introduisant des coquilles dans un tambour rotatif, rempli de gravier siliceux[5]. Le degré d'intensité est lié à plusieurs facteurs : l'énergie du milieu, le temps d'exposition, la taille de la particule abrasive et la microstructure du squelette.
La bioérosion ne peut se produire que si elle est associée à des fossiles reconnaissables, tels que les éponges Cliona ou les algues endolithiques. Son action destructrice est très importante dans les milieux marins peu profonds, où on peut observer une perte de masse allant de 16 à 20 % dans les coquilles des mollusques actuels. Aucune étude ne montre toutefois si les proportions étaient les mêmes au Paléozoïque, quand les éponges cliona étaient moins abondantes.
La corrosion et la dissolution est le résultat de l'instabilité chimique des minéraux qui se trouvent dans la colonne d'eau et dans les pores des sédiments. La dissolution commence à l'interface sédiment-eau avant de continuer vers l'intérieur du sédiment. La bioturbation des sédiments favorise normalement la dissolution grâce à l'introduction d'eau de mer à l'intérieur du sédiment, ce qui permet également l'oxydation des sulfures.
Dans la pratique, il est difficile de distinguer les effets de l'abrasion mécanique, de la bioérosion et de la corrosion. Certains auteurs ont ainsi proposé le terme de corrasion pour indiquer l'état général des coquilles, comme le résultat d'une combinaison de ces processus. Le grade de corrosion est proportionnel à un indice général du temps durant lequel les restes ont été exposés à ces trois processus.
Processus de destruction physico-chimique
La durabilité des squelettes dépend de leur résistance à la rupture et à la destruction par des agents chimiques, physiques et biotiques. Ces processus destructeurs peuvent être divisés en cinq catégories qui suivent plus ou moins l'ordre séquentiel : la désarticulation, la fragmentation, l'abrasion, la bioérosion et la corrosion/dissolution.
La désarticulation correspond à la désintégration de squelettes composés de plusieurs éléments le long des jointures ou des articulations préexistantes. Ce phénomène peut également se produire avant même la mort, comme la mue ou l'exuvie chez les arthropodes. Cette décomposition détruit les ligaments reliant les ossicules d'échinodermes en quelques heures ou quelques jours après la mort. Les ligaments, comme ceux des moules, composés de conchyoline, sont plus résistants et peuvent rester intacts pendant des mois, en dépit de la fragmentation de la coquille.
La fragmentation se produit lors d'un impact par des objets physiques et par des agents biotiques, tels que les prédateurs ou les nécrophages. Certaines formes de rupture permettent d'identifier le prédateur. Les coquilles ont tendance à se briser le long de lignes de faiblesse préexistantes, telles que les lignes de croissance ou d'ornementation. La résistance à la fragmentation dépend de plusieurs facteurs : la morphologie du squelette, la composition et la microstructure (notamment épaisseur et pourcentage de matière organique).
L'abrasion est le résultat du polissage et du concassage des éléments du squelette, qui produit un arrondissement et une perte des détails de la surface. Il y a eu des études semi-quantitatives sur les proportions de l'abrasion, en introduisant des coquilles dans un tambour rotatif, rempli de gravier siliceux[5]. Le degré d'intensité est lié à plusieurs facteurs : l'énergie du milieu, le temps d'exposition, la taille de la particule abrasive et la microstructure du squelette.
La bioérosion ne peut se produire que si elle est associée à des fossiles reconnaissables, tels que les éponges Cliona ou les algues endolithiques. Son action destructrice est très importante dans les milieux marins peu profonds, où on peut observer une perte de masse allant de 16 à 20 % dans les coquilles des mollusques actuels. Aucune étude ne montre toutefois si les proportions étaient les mêmes au Paléozoïque, quand les éponges cliona étaient moins abondantes.
La corrosion et la dissolution est le résultat de l'instabilité chimique des minéraux qui se trouvent dans la colonne d'eau et dans les pores des sédiments. La dissolution commence à l'interface sédiment-eau avant de continuer vers l'intérieur du sédiment. La bioturbation des sédiments favorise normalement la dissolution grâce à l'introduction d'eau de mer à l'intérieur du sédiment, ce qui permet également l'oxydation des sulfures.
Dans la pratique, il est difficile de distinguer les effets de l'abrasion mécanique, de la bioérosion et de la corrosion. Certains auteurs ont ainsi proposé le terme de corrasion pour indiquer l'état général des coquilles, comme le résultat d'une combinaison de ces processus. Le grade de corrosion est proportionnel à un indice général du temps durant lequel les restes ont été exposés à ces trois processus.
Diagenèse fossile
La compréhension des processus diagénétiques est essentielle pour l'interprétation correcte de la minéralogie originale, de la structure des squelettes et des coquilles, de leurs affinités taxonomiques et de la paléoécologie. L'un des problèmes auxquels nous sommes confrontés est très souvent de déduire ce qu'a été la minéralogie originale de groupes disparus (coraux bruts, archéocyathes, stromatopores…). La transition vers un état de fossile dépend surtout de la composition du squelette.
Nodule de carbonate et de calcaire lithographique
La préservation des parties molles est souvent associée à la précipitation des carbonates sous la forme de nodules stratifiés, comme pour le calcaire lithographique. Les nodules de carbonates sont composés de calcite ou de sidérite, et associés aux sédiments argileux riches en micro-organismes. Ils contiennent souvent des fossiles conservés dans leurs trois dimensions, et contiennent parfois même les restes fossilisés des parties molles. Leur taille varie entre 10 et 30 centimètres, même si certains atteignant les 10 mètres ont été retrouvés (dont un Plésiosaure complet). Le contenu de micro-organismes et leur décomposition sont les principaux facteurs qui contrôlent le degré d'anoxie, le potentiel d'oxydo-réduction et le pH. En présence d'oxygène, la respiration microbienne produit du CO2 qui s'accumule dans l'eau interstitielle des sédiments, favorisant la dissolution des carbonates :
En l'absence d'oxygène, les bactéries utilisent une série d'oxydants alternatifs dans le processus de la respiration (Mn, NO3−, Fe ou SO42−). Une fois que tous les oxydants ont disparu, la fermentation devient la réaction dominante et la production de méthane augmente. Le calcaire lithographique se forme dans un environnement marin ou lacustre et se présente sous forme de fines bandes à grain fin. On peut citer comme exemple, le célèbre calcaire de Solnhofen datant du Jurassique et contenant des fossiles d'Archaeopteryx. Les dépôts de carbonate peuvent provenir de sources biogéniques (comme les algues calcaires) ou d'un précipité chimique.
Squelette d'aragonite
Normalement, l'aragonite se transforme en calcite à travers un processus de dissolution ou de calcification. Si les eaux dans le courant ne sont pas saturés en carbonates, il se produit une dissolution totale du squelette et des chairs par la calcite. L'espace vide reproduit le moule d'une coquille vide et la structure de cette dernière n'est pas conservée. Il peut se former des druses avec des cristaux dirigés vers le centre. La durée de ce processus est variable. Dans le cas de la calcification, le squelette des coquilles conserve son ancienne structure (en couches ou lamelles). Il se peut même que soient préservés les cristaux d'aragonite, ce qui nous donne des renseignements très utiles. Ce remplacement se fait progressivement et respecte la structure d'origine.
Squelette de calcite
En général, les squelettes fossiles qui étaient constitués de calcite, conservent souvent leur composition originale (à moins qu'ils ne se silicifient ou ne se dolomitisent). La teneur en magnésium a tendance à diminuer, de sorte qu'il puisse y avoir une altération diagénique, soit à forte, soit à faible teneur en calcite. Il existe des techniques spéciales, telles que la cathodoluminescence, pour déterminer son contenu original à partir des zones qui ont conservé leur composition originale.
Squelette calcaire
Les squelettes de carbonate de calcium peuvent se transformer en apatite sans modification de la morphologie externe. Dans les milieux naturels, cette modification diagénique est associée à des dépôts de phosphate. La transformation bactérienne des organismes calcaires en apatite a été démontrée en laboratoire. Ces observations et ces expériences suggèrent, dans un premier temps, que le phosphore nécessaire pour remplacer le carbonate par de l'apatite provient des micro-organismes des sédiments. Par ailleurs, il semble que les micro-organismes (bactéries, algues, champignons) favorisent la décomposition, en libérant des ions phosphates et en acidifiant l'eau interstitielle des sédiments. Cette acidification, qui peut être très localisée, favorise la dissolution des carbonates. Le phosphate libéré se combine avec le calcium pour former de l'apatite, préférentiellement à l'interface entre le carbone et le micro-organisme remplaçant le carbonate dissous. Ce remplacement préserve l'apparence originale de la coquille et le fluor joue un rôle important en ce qui concerne la composition finale en carbonate-fluor-apatite.
Squelette de silice
Le phosphatisation de la silice primaire apparaît aussi sur certains squelettes de radiolaires, bien que ce processus ne soit pas encore bien connu à l'heure actuelle. L'examen microscopique d'échantillons de phosphorites montre que de nombreux micro-organismes sans carapace minérale (algues, champignons, bactéries) se minéralisent comme l'apatite, bien qu'ils n'aient aucun précurseur minéral. Un exemple bien connu est le coprolithe phosphaté, où la matière organique est elle-même remplacée par de l'apatite qui conserve la forme exacte de l'objet. La phosphatisation des parties molles est également fréquente, notamment chez de nombreux arthropodes (copépodes, ostracodes) où des nodules calcaires et phosphatés apparaissent au sein de calcaire nodulaire ou de coprolithes de grands vertébrés.
Des études sur les phosphorites et sur la synthèse expérimentale de l'apatite ont abouti à une estimation des conditions probables de fossilisation de l'apatite. En raison de son besoin de stabilité, l'apatite se forme de préférence dans un environnement déficient en oxygène, parfois même dans des conditions totalement réductrices, comme l'indique la présence fréquente de pyrite à proximité. Cet environnement est atteint facilement dans les milieux où l'on trouve beaucoup de matière organique qui est la principale source de phosphore.
La silice peut remplacer la calcite et l'aragonite des coques et perminéraliser le bois. Il peut également se former des nodules et des couches de silex, en remplaçant les sédiments carbonés, en précipitant directement ou en remplissant les fossiles ou les inclusions. La coque peut alors être remplacée par une croûte blanche granuleuse, par une couche finement granuleuse ou par des anneaux concentriques de silice.
Fossile pyritisé
La pyrite sédimentaire est une composante mineure des sédiments clastiques marins. Les études actuelles sur les sédiments ont montré que la formation de la pyrite authigénique a lieu au tout début de la diagenèse, à quelques centimètres au-dessous de l'interface eau-sédiments. Une augmentation du nombre de micro-organismes et/ou de la profondeur d'enfouissement empêche la diffusion de l'oxygène dans les sédiments et les micro-organismes sont obligés de respirer en anaérobie. La minéralisation empêche la perte d'information relative à la décomposition de macro-organismes et la précipitation de la pyrite, au début de la diagenèse, est un moyen important pour la préservation des fossiles. Dans les tissus mous, comme les muscles et la chitine, il peut se produire un pyritisation au début de la diagenèse. Lorsque la décomposition est plus avancée (mais avant que ne se produise la formation de la pyrite), les tissus mous seront détruits et seuls les composés biologiques résistants (appelés réfractaires), comme la cellulose et la lignine, sont préservés. Les parties biogéniques dures, telles que les coquilles (composées de carbonate de calcium et de magnésium) et les os (phosphate de calcium) sont quelques-unes des structures biologiques les plus résistantes à la décomposition. Sur les deux, le carbonate de calcium est le plus instable et il est donc plus probable qu'il soit remplacé par la pyrite.
La formation de la pyrite est contrôlée par la concentration en carbone organique, en sulfate et en minéraux détritiques ferreux. Dans un environnement marin normal, les minéraux ferreux et les sulfates sont présents en abondance et la formation de pyrite est contrôlée par l'approvisionnement en carbone organique. Toutefois, dans les milieux en eau douce, la formation de pyrite est très limitée par la faible concentration en sulfates.
Plante fossile
Les différentes parties des plantes (branches, racines, feuilles, pollen, fruits, graines) se détachent pour certaines au cours de leur vie, et pour les autres après leur mort. Une bonne compréhension des processus de dispersion qui affectent ces parties est très importante pour interpréter correctement les associations paléofloristiques. Les études sur la dispersion des feuilles par le vent montrent qu'elle dépend de leur poids et de leur forme. Les débris végétaux se conservent soit par préservation du matériel original, soit par carbonisation, soit par perminéralisation.
Formation des sites fossilifères
Curieusement les fossiles osseux sont parfois densément et localement rassemblés en grande quantité. Il y a plus de 70 millions d'années, de grandes quantités d'animaux (dinosaures notamment) semblent s'être noyés ou avoir été enfouis dans de la vase puis fossilisés ; les paléontologues en retrouvent des restes parfois très nombreux, comme au début des années 2000 dans la formation géologique « Maevarano » au Nord-Ouest de Madagascar[6]. Une partie du site malgache (notamment étudié par Raymond Rogers, géologue du Macalester College de St. Paul) est extraordinairement « fossilifère » : 1 200 spécimens ont été trouvés dans une même couche sur une surface pas plus grande que le tiers d'un terrain de tennis ! Les paléontologues se demandent pourquoi tant d'animaux sont morts à la fois dans ces lieux[6]. On invoque généralement les inondations, des catastrophes volcaniques, des coulées de boues ou des sécheresses dramatiques suivies de pluies diluviennes qui auraient rapidement enfoui les cadavres de grands et petits animaux, ou encore des bulles géantes de CO2 asphyxiant remontant d'un grand lac… mais une autre hypothèse a été avancée en 2017 pour expliquer ces mortalités « massives » et répétées[6]. Les gros et petits animaux y sont curieusement morts les uns contre les autres, ils semblent avoir été tués sans discrimination (ce qui fait penser à un poison agissant très rapidement, capable de faire tomber des oiseaux du ciel… de manière répétée puisque plusieurs lits d'os se superposent les uns aux autres)[6].
De simples proliférations de micro algues toxiques auraient-elles pu tuer ces animaux (et peut-être même les avoir attirés) ? Pour tester cette hypothèse on a recherché des traces fossiles de blooms (pullulations) de ces microalgues, mais de telles traces sont difficiles à mettre en évidence. Rogers note que certains animaux ont une posture arquée inhabituelle pour un animal mourant[6]. Un dos arqué évoque les convulsions qu'on observe aujourd'hui lors de certains empoisonnements de vaches ayant bu de l'eau contaminée par certaines cyanobactéries. Rogers a aussi trouvé des croûtes inhabituelles de carbonates pouvant faire évoquer la présence d'un biofilm d'algues et/ou de bactéries encroutantes[6]. Le grand nombre d'oiseaux morts est également intrigant (aujourd'hui on ne voit que très rarement dans la nature des oiseaux morts de mort naturelle, tout particulièrement dans l'eau (les oiseaux se cachent pour mourir). Rogers pense donc que le criminel pourrait être une microalgue ayant périodiquement pullulé sur le même site[6].
Ce phénomène était connu en mer avec le phénomène de « zones mortes » : des centaines de restes de baleines et d'autres animaux marins se sont ainsi déposés devant l'actuel Chili, il y a 11 millions d'années et un nombre croissant de zones marines mortes est actuellement observé depuis quelques décennies dans le monde. Wighart von Koenigswald, paléontologue à l'Université de Bonn (Allemagne) cité par la revue Science se demande si des cyanotoxines ne pourraient pas expliquer le fameux gisement de Messel (des fosses datant de l'Éocène emplies de fossiles dont d'oiseaux et de chauves-souris). Des tortues en train de copuler et des juments enceintes y ont été trouvées sur différents niveaux (ce qui implique que le phénomène s'est reproduit et dans ces cas en période de reproduction.
Cependant à Madagascar la preuve directe d'algues ou de toxines manque encore[6]. Rogers songe à tenter d'en retrouver des traces fossiles (chimiques ou via des biomarqueurs)[6].
Liste des sites fossilifères
Notes et références
-
Martine Piguet, « Combien de temps un objet (squelette, coquille, etc..) met-il pour passer à l'état de fossile à partir du moment où il est sous terre ? », sur rts.ch.
-
« Le rôle des argiles volcaniques dans la préservation des formes de vie ancienne », sur CNRS, 29 mars 2021 (consulté le 2 avril 2021).
-
(en) Bruno Becker-Kerber, Abderrazak El Albani, Kurt Konhauser, Ahmed Abd Elmola, Claude Fontaine et al., « The role of volcanic-derived clays in the preservation of Ediacaran biota from the Itajaí Basin (ca. 563 Ma, Brazil) », Scientific Reports, vol. 11, 3 mars 2021, article no 5013 (DOI 10.1038/s41598-021-84433-0).
-
Stéphane Dubois, Les hydrocarbures dans le monde, Ellipses Édition Marketing S.A., 2007, 418 p., p. 10-11.
-
(en) K.E. Chave, Skeletal durability and preservation, New York, John Wiley and Sons, 1964, p. 377-387.
-
Gramling C (2017) Did tiny algae fell mighty dinosaurs? Science Paléontologiedoi: 10.1126 / science.aap8161 |29 aout 2017.
GALERIE DE PHOTOS
A VOIR ET REVOIR
Clic pour agrandir
LA PALÉONTOLOGIE
UN TRAVAIL DE BUREAU...
HUMOUR
Bureau de paléontologue.
Fouilles de dinosaures sauropodes, Spinophorosaurus dans le Jurassique moyen (il y a 160 millions d'années) d'Agadez, au Niger, dans le cadre d'un projet de développement de paléontologie
UNED / Niger 02 / Wikimedia CC BY-SA 2.0
Bureau de paléontologue.
Holotype de Nasutoceratops lors de la préparation.
Photo : Brett Neilson.
D'où la nécessité d'apprendre le collage
dès la moyenne section à la maternelle.
Contact
LES ÉDITIONS DU PIAT
590, chemin de Glavenas
43200 SAINT-JULIEN-DU-PINET
Mail : baylelrm@wanadoo.fr
Tél : +33 04 71 66 54 67