En 1924, le curé de Piétrebais décrit la grande formation rocheuse le long du ruisseau de son village, que l'on appelle aujourd'hui « les Grosses Pierres ». Même à notre époque, c'est encore une image remarquable et spectaculaire. Autour du ruisseau, vous trouverez un paysage agricole verdoyant et boisé, mais à un moment donné, l'eau coule à travers une formation rocheuse avec l'allure d'un ruisseau de montagne dans les Alpes. Les paysans du temps du pasteur pensaient que des fantômes régnaient dans la gorge et, de plus, que les rochers y étaient mystérieusement placés comme des "mégalithes" et qu'ils semblaient aussi devenir de plus en plus gros. Cette présentation séduisante est malheureusement mise à mal par nos géologues contemporains, mais elle reste spectaculaire. Si j'ai l'impression de bien comprendre (ce dont je ne suis pas sûr car les géologues n'excellent pas dans les explications compréhensibles), ce que vous voyez à cet endroit est le vestige usé d'une gigantesque chaîne de montagnes qui s'est formée il y a plus de 500 millions d'années par une faille endiguée dans le supercontinent Gondwana qui flotte alors avec le supercontinent Avalonia sur le magma liquide au milieu de notre globe. Cette chaîne nous est connue sous le nom de socle calédonien ou Massif du Brabant.
Geologie : LE MASSIF DU BRABANT
Le socle brabançon n'affleure que dans les vallées entaillant les formations de couverture sur sa bordure SE: la Dendre, la Senne, la Dyle et la Thyle, l'Orne, l'Orneau, la Gette et la Mehaigne. D'importants efforts ont été fournis ces dernières années pour raccorder stratigraphiquement les formations de ces différentes vallées .
Des sédiments terrigènes, dont l'âge s'étend du Cambrien inférieur au Silurien supérieur et même à l'extrême base du Dévonien, se déposent dans le Bassin du Brabant-Condroz. Ils proviennent de l'érosion de la chaîne panafricaine du Gondwana (Afrique du NW et Amazonie) au Cambrien (Von Hoegen et al., 1990; Linnemann et al., 2012) et du démantèlement d'un complexe granito-gneissique essentiellement néoprotérozoïque formant le soubassement d'Avalonia au cours de l'Ordovicien (André et al., 1986; Linnemann et al., 2012).
Au départ, la sédimentation s'effectue dans un rift isolé qui évolue progressivement vers un bassin océanique relativement profond. Le Massif du Brabant présente une structure grossièrement anticlinale qui sera analysée plus en détail au chapitre tectonique. Le cœur de cette structure est occupé par les quartzites clairs, généralement massifs de la Formation de Blanmont, interprétés comme des sédiments peu profonds mis en place dans un bassin très subsident (rift), eux-mêmes suivis des grès, arkoses, greywackes et des schistes verts localement riches en magnétite de la Formation de Tubize (en tout plus de 4 km de sédiments). Dans cette dernière formation, des turbidites de forte densité, dont le matériel comporte des fragments de roches ignées, indiquent un environnement profond . Ces formations appartiennent à la partie supérieure du Cambrien inférieur, sur la base de traces de type Oldhamia, trouvées dans les formations de Blanmont et de Tubize . Au-dessus, dans les vallées de la Senne et de la Dendre, la Formation d'Oisquercq (1 à 1,5 km d'épaisseur) renferme des schistes lie-de-vin puis verts. Les formations de Blanmont, Tubize et Oisquercq constituent le Groupe de Halle , caractérisé par des roches plutôt claires, contrastant avec les roches sombres du groupe suivant.
Dans la vallée de la Petite Gette, apparaît ensuite la Formation de Jodoigne, constituée d'alternances de grès et schistes noirs, correspondant à des turbidites et à des dépôts hémipélagiques (épaisseur ~4 km). Des arguments cartographiques, structuraux, stratigraphiques indiquent un âge cambrien moyen pour la Formation de Jodoigne qui auparavant était considérée comme d'âge néoprotérozoïque ou cambrien inférieur (Verniers et al., 2001).
Dans les vallées de la Dyle-Thyle, le Cambrien supérieur (Furongien) est caractérisé par les schistes noirs, graphiteux, parfois finement laminaires (turbidites de faible densité) de la Formation de Mousty (1,5 km). Ces formations se sont mises en place dans un environnement profond, la dernière d'entre elles présentant d'ailleurs les caractéristiques d'une sédimentation hémipélagique en milieu anoxique. Le graptolite ordovicien Rhabdinopora apparaît dans la partie supérieure de la Formation de Mousty (Lecompte, 1950).
Fossile - Définition et Explications
Les fossiles les plus anciens sont les stromatolithes, qui sont composées de roches créées par la sédimentation de substances (telles que le carbonate de calcium) grâce à l'activité bactérienne. Celle-ci a été découverte à travers l'étude des stromatolithes actuellement produits par des tapis microbiens. La formation Gunflint contient de nombreux microfossiles, largement acceptés comme étant des restes microbiens.
Il existe de nombreux types de fossiles. Les plus courants sont les restes d'escargots ou des os transformés en pierre. Beaucoup d'entre eux montrent tous les détails originaux de la coquille ou de l'os. Les pores et autres petits espaces de leur structure sont remplis de minéraux. Les minéraux, tels que la calcite (carbonate de calcium), sont des composés chimiques qui ont été dissous dans l'eau. Lorsque l'escargot (ou l'os) passe à travers le sable ou la boue, des minéraux se déposent dans les espaces de sa structure. C'est pourquoi les fossiles sont si lourds. D'autres fossiles ont pu perdre toutes les marques de leur structure originelle. Par exemple, un escargot dont la coquille était à l'origine composée de calcite peut se dissoudre complètement après avoir été enterré. L'impression laissée dans la roche peut alors se remplir par d'autres matériaux et forme une réplique exacte de l'escargot. Dans d'autres cas, l'escargot est dissous et il ne reste alors plus qu'un trou dans la pierre, une sorte de moule que les paléontologues peuvent remplir de plâtre pour découvrir à quoi ressemblait l'animal.
Généralement, les fossiles ne montrent seulement que les parties rigides de l'animal ou du végétal : le tronc d'un arbre, la coquille d'un escargot ou les os d'un dinosaure. Certains fossiles sont plus complets. Si une plante ou un animal reste enfoui dans un type spécial de boue, qui ne contient pas d'oxygène, certaines des parties molles peuvent également être préservées en fossiles.
Les plus spectaculaires « fossiles parfaits » sont ceux des mammouths laineux qui ont été retrouvés dans un sol gelé. La viande était tellement gelée, qu'elle aurait pu être consommée, même après 20 000 ans. Par convention, on estime que les plus récents fossiles d'organismes vivaient à la fin de la dernière glaciation quaternaire (Würm), c'est-à-dire il y a quelques 13 000 ans environ. Les autres, qui datent d'une époque plus récente (néolithique, âge des métaux, etc.) sont généralement considérés comme des sous-fossiles.
Enfin, il faut aussi tenir compte des produits chimiques inclus dans les sédiments qui indiquent l'existence de certains organismes qui les sécrétaient ou en était fait. Ils représentent l'extrême limite de la notion de fossiles (marqueurs biologiques ou fossiles chimiques).
Ichnofossile
Les ichnofossiles sont les restes de dépôts, d'empreintes, d'œuf, de nids, de bioérosion ou de n'importe quel autre type d'impression. Ils sont l'objet d'étude de la Paléoichnologie. Les ichnofossiles présentent des caractéristiques qui les rendent facilement identifiables et permettent leur classification comme parataxons : ichnogenres et ichnoespèces. Les ichnotaxons sont des classes de pistes de fossiles regroupés suivant leurs propriétés communes : géométrie, structure, taille, type de substrat et fonctionnalité. Bien que parfois un diagnostic de l'espèce productrice de l'ichnofossile peut s'avérer ambigu, en général, il est possible de déduire au moins le groupe biologique ou le taxon supérieur auquel il appartenait.
Le terme ichnofaciès fait référence à l'association caractéristique des traces fossiles qui reflètent les conditions environnementales telles que la bathymétrie, la salinité et le type de substrat. Les traces et les empreintes d'invertébrés marins constituent d'excellents indicateurs paléoécologiques. En effet, elles sont le résultat de l'activité de ces organismes, en liaison avec leur environnement spécifique (nature du substrat et conditions du milieu aquatique : salinité, température, bathymétrie). En particulier, la profondeur de la mer conditionne le type d'organismes qui vont s'y développer et, par conséquent, il n'est pas surprenant que l'on puisse distinguer une gamme d'ichnofaciès suivant la bathymétrie, dont la nomenclature due à Seilacher fait référence aux types de pistes les plus fréquentes et les plus caractéristiques.
Microfossile
Le microfossile désigne une plante ou un animal fossilisé dont la taille est trop petite pour être analysé à l'œil nu. On applique communément un seuil de taille pour distinguer les microfossiles des macrofossiles, 1 mm, mais il ne s'agit que d'un guide approximatif. Les microfossiles peuvent être soit des organismes complets (ou quasi-complets), comme les foraminifère planctoniques ou benthiques, les ostracodes, soit des parties isolées de petits ou grands organismes, plantes ou animaux, comme les coccolithophoridé (restes calcaires de petites algues), les spicules de spongiaires, les pièces pédicellaires d'échinides, les oscicules d'ophiurides ou d'astérides, les spicules d'Holothurides, les petites dents, les écailles de petits poissons ou les spores. Les microfossiles sont, par leur abondance et leur diversité d'une grande importance pour les biostratigraphes. Ceux-ci les utilisent pour dater des roches sédimentaires et donc corréler des séries sédimentaires. Ils les utilisent aussi comme indicateurs paléoenvironnementaux (salinité, profondeur des mers et océans, paléoclimat)...
Les microfossiles peuvent être scindés en eucaryotes et procaryotes. Les procaryotes relativement petits puisqu'unicellulaires sont de loin les plus fréquents. Ils sont parfois représentés par des tests aux formes très complexes ("grands foraminifères"). Ce sont principalement par des restes dissociés que les eucaryotes sont retrouvés en micropaléontologie.
Résine fossile :
La résine fossile (aussi appelé ambre) est un polymère naturel que l'on rencontre dans plusieurs types de strates différentes, partout dans le monde. Il s'agit de résine fossilisée provenant de la sève des arbres et datant pour la plupart du Tertiaire (2-5 millions d'années), voire du Trias (200 millions d'années). On le trouve généralement sous forme de pierres jaune-orangées.
On estime que la résine est une adaptation évolutive des arbres pour la protection contre les insectes et l'étanchéité des blessures causées par les éléments. La résine fossile contient souvent d'autres fossiles, appelés inclusions, qui ont été capturés par la résine collante. Il s'agit notamment de bactéries, de champignons, de plantes ou d'animaux. Les inclusions animales sont généralement de petits invertébrés, principalement les arthropodes comme les insectes et les araignées, et très rarement des vertébrés comme un petit lézard.
"Fossile vivant"
Le terme de fossile vivant est inexact mais couramment utilisé pour qualifier une espèce vivante qui présente des ressemblances morphologiques avec des fossiles retrouvés. En règle générale, il s'agit d'espèces qui ont très peu évolué, du point de vue morphologique, au cours du temps. On parle ainsi plutôt de panchronisme. Les brachiopodes sont de parfaits exemples de panchronisme. On peut aussi citer les lingulata (dont des fossiles datant de 200 millions d'années ont été retrouvés) ou les cœlacanthes. Ce fut une grande surprise quand ces derniers ont été découverts le long des côtes africaines, en 1938, alors qu'on les pensait disparus depuis 70 millions d'années.
Ce peut donc être une espèce ou un taxon connu uniquement sous forme de fossiles avant que des représentants vivants ne soient découverts (cœlacanthe, monoplacophore primitif, ginkgo biloba, ...), une espèce vivante sans aucun proche parent (cagou de Nouvelle-Calédonie, caurale soleil, ...) ou un petit groupe d'espèces étroitement liées sans proche parent (stromatolithe, lingulata, nautile, psilotum, limule, sphénodon, ...).
Pseudo fossile
Un pseudo-fossile est un motif que l'on peut observer sur une roche mais qui est le résultat d'un processus géologique, plus que biologique. Ils peuvent facilement être confondus avec de vrais fossiles. Certains pseudo-fossiles, tels que les dendrites, sont formés par des fissures qui se produisent naturellement dans la roche et qui se remplissent par percolation des minéraux. Parmi les autres types de pseudo-fossiles, on peut également citer les reins de minerai (formes rondes dans le minerai de fer) ou l'agate mousse, qui ressemble à de la mousse ou des feuilles coincées dans une agate. Des concrétions, sphériques ou ovoïdes, en forme de nodules dans certaines couches sédimentaires ont déjà été considérées comme étant des œufs de dinosaures et sont également souvent confondus avec des fossiles.
Les erreurs d'interprétation dues aux pseudo-fossiles vont générer plusieurs controverses tout au long de l'histoire de la paléontologie. Ainsi, en 2003, un groupe de géologues espagnols a remis en question l'authenticité des fossiles de Warrawoona. Selon William Schopf, il s'agirait de cyanobactéries qui seraient les premières traces de vie sur la Terre, il y 3,5 milliards d'années. Le groupe espagnol affirme, pour sa part, qu'un sel de baryum et un silicate, placé dans un environnement alcalin, à température et pression ambiante, peut produire des structures filamenteuses similaires.
Questions :
- A vous de jouez sur place, Direz vous que la pierre est tendre et malléable, ou au contraire, dur et abrasive ? Pour savoir, passez votre ongle sur la pierre et déduisez en la réponse ;)
- Quelle type de roche ce situe devant vous ? A quelle étage géologique appartient elle ?
- A quoi ressemble le fossile que vous voyez devant vous ?
- A quelle categorie cette fossile appartient ?
- Obligatoire, une photo sur place, de vous-même ou d'un objet personnel ( Guidelines2019 )
Source : Geolwal , Fossiles
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