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15.6 : Paléozoïque - Géosciences


Le Phanérozoïque eon est l'éon le plus récent et représente le temps où les fossiles sont communs, il y a 541 millions d'années à aujourd'hui. Le mot Phanérozoïque signifie « vie visible ». Les roches plus anciennes, collectivement connues sous le nom de Précambrien (parfois appelé Cryptozoïque, ce qui signifie « vie invisible »), sont moins courants et ne contiennent que des fossiles rares, et les fossiles qui existent représentent des formes de vie à corps mou. L'invention de pièces dures comme les griffes, les écailles, les coquillages et les os a rendu les fossiles plus faciles à conserver et donc plus faciles à trouver. Étant donné que les roches plus jeunes du Phanérozoïque sont plus communes et contiennent la majorité des fossiles, l'étude de cet éon donne beaucoup plus de détails. Il est subdivisé en trois ères : le Paléozoïque (« vie ancienne »), le Mésozoïque (« vie moyenne ») et le Cénozoïque (« vie récente »).

Le Paléozoïque L'ère était dominée par les organismes marins, mais au milieu de l'ère, les plantes et les animaux avaient évolué pour vivre et se reproduire sur terre, y compris les amphibiens et les reptiles. Les poissons ont évolué en mâchoires et en nageoires en membres. Les poumons ont évolué et la vie a émergé de la mer sur terre pour devenir les premiers tétrapodes à quatre pattes, les amphibiens. Les amphibiens ont finalement évolué en reptiles une fois qu'ils ont développé des œufs à coquille dure. Des reptiles a évolué un ancêtre précoce aux mammifères. La période carbonifère vers la fin du Paléozoïque possédait certaines des forêts les plus productives de l'histoire de la Terre et produisait le charbon qui a alimenté la révolution industrielle en Europe et aux États-Unis. Tectoniquement, au début du Paléozoïque, l'Amérique du Nord a été séparée des autres continents jusqu'à ce que le supercontinent Pangée se forme vers la fin de l'ère.

Tectonique paléozoïque et paléogéographie

Après la débâcle de Rodinia vers la fin du Protérozoïque, le niveau de la mer est resté élevé par rapport à la terre au début du Paléozoïque. Cela a abouti à une grande partie de Laurentie (considéré principalement comme synonyme d'Amérique du Nord) étant inondé d'eau sur les plates-formes stables entourant le craton. Alors que le niveau de la mer a fluctué au cours des transgressions et des régressions après l'Ordovicien, de nombreuses roches paléozoïques trouvées à l'intérieur des États-Unis sont d'origine marine, en raison du niveau global de la mer relativement élevé tout au long du Paléozoïque.

Dans l'est de l'Amérique du Nord, l'assemblée des Pangée (parfois orthographié Pangaea) a commencé dès le Cambrien avec une série d'événements comprenant la subduction avec des arcs insulaires et des collisions continentales et finalement des fermetures de bassins océaniques connues sous le nom d'orogenèses taconique, acadienne, calédonienne et alleghanienne (également appelée appalachienne) [66 ; 68]. Le nom Pangée, inventé à l'origine par Alfred Wegener, signifie « toute terre ». La collision de plaques lithosphériques a formé le supercontinent, créant une série de chaînes de montagnes et une large ceinture de chevauchement, laissant un grand bassin océanique mondial connu sous le nom d'océan Panthalassa, la mer de Téthys étant le nom de la grande "baie" qui s'est formée entre Laurasie (les continents septentrionaux de la Laurentie et de l'Eurasie) et Gondwana (les continents du sud de l'Inde, de l'Australie, de l'Antarctique et de l'Afrique). Les restes érodés des montagnes de collision formées sur la Pangée existent toujours aujourd'hui sous forme de chaînes de montagnes Appalaches, Alleghaniennes, Scandinaves, Marathon et Ouachita. Le stress de l'orogenèse alleghanienne a réactivé les failles, produit des soulèvements et des déformations/plis aussi loin à l'ouest que les montagnes Rocheuses ancestrales du Colorado, d'âge pennsylvanien.

Animation du mouvement des plaques au cours des 3,3 milliards d'années. La Pangée survient à 4h40.

La tectonique dans l'ouest de l'Amérique du Nord pendant la première partie du Paléozoïque était principalement modérée, car une marge passive de longue durée s'est développée. Après le début du Dévonien, l'orogenèse Antler a finalement causé le développement de failles et de bassins, principalement observés dans le Nevada aujourd'hui. La ceinture Antler est probablement le résultat d'un arc insulaire s'écrasant dans l'ouest de l'Amérique du Nord [71].

Évolution paléozoïque

Le premier Paléozoïque a connu une explosion biologique importante et contient des preuves d'une grande variété de voies évolutives, y compris l'invention évolutive de pièces dures comme les coquilles, les pointes, les dents et les écailles. Les paléontologues appellent cet événement le Explosion cambrienne, du nom de la première période du Paléozoïque. Les scientifiques se demandent s'il s'agissait d'une manifestation d'un véritable modèle évolutif de diversification, d'une meilleure préservation des créatures plus faciles à fossiliser, ou simplement d'un artefact d'un enregistrement rocheux récent plus complet. La faune édiacarienne, qui manquait de parties dures facilement fossilisables, était peut-être déjà diversifiée et a préparé le terrain pour l'explosion cambrienne [72]. Quoi qu'il en soit, au cours de la période cambrienne, il y a 541-485 millions d'années, une grande majorité des phylums des animaux marins modernes sont apparus [73]. Ces nouveaux organismes avaient des coquilles simples en forme de cône ou de tube qui sont rapidement devenues plus complexes. Certaines de ces formes de vie ont survécu jusqu'à aujourd'hui, et certaines étaient « expérimentales » dont la lignée ne s'est pas poursuivie au-delà de la période cambrienne. Des preuves fossiles de cette époque ont été découvertes pour la première fois par Charles Walcott dans une couche rocheuse appelée les schistes de Burgess dans l'ouest du Canada en 1909.

Le schiste de Burgess est un jeagerstätte, ou site fossilifère de conservation exceptionnelle, y compris des empreintes de parties molles du corps. Cela a permis aux scientifiques d'apprendre d'immenses détails sur les animaux qui existaient à l'époque, en plus de leurs coquilles, pointes et griffes résistantes. D'autres sites de lagerstätte d'âge similaire en Chine et en Utah ont permis de se faire une idée assez détaillée de ce qu'était la biodiversité au Cambrien. Le plus grand mystère réside dans les animaux qui ne correspondent pas aux lignées existantes et qui sont uniques à cette époque. Cela inclut des créatures fossiles célèbres comme les premiers trilobites aux yeux composés, et bien d'autres étranges, y compris Wiwaxia, une créature coquillage à pointes ; Hallucigenie, un ver ambulant avec des pointes ; Opabinie, un arthropode lobé à 5 yeux avec un tronc et une griffe de grappin à l'extrémité ; et les connexes Anomalocaris, le prédateur alpha de l'époque, doté de bras saisissants et d'une bouche circulaire mortelle pleine de dents. Plus particulièrement à cette époque, un ancêtre important de l'homme a évolué. Pikaia, un ver segmenté, est considéré comme le premier ancêtre du Accords phylum (y compris les vertébrés, les animaux à colonne vertébrale [76]). Ces créatures étonnantes offrent un aperçu de la créativité évolutive. À la fin du Cambrien, mollusques, brachiopodes, nautiloïdes, gastéropodes, graptolites, échinodermes et trilobites avaient évolué et se partageaient les fonds marins.

Après l'explosion cambrienne, un événement similaire s'est produit qui a abandonné certaines des lignées animales évolutives cambriennes et en a fait proliférer d'autres. Connu sous le nom de rayonnement ordovicien ou grand événement de biodiversité ordovicien, de nombreuses formes et écosystèmes communs reconnaissables aujourd'hui sont devenus communs. Cela inclut les invertébrés tels que les mollusques (palourdes et leurs parents), les coraux, les arthropodes (insectes et leurs parents) et les vertébrés sont devenus plus diversifiés et complexes et ont dominé les océans [77].

Le plus important de ces progrès a peut-être été les organismes constructeurs de récifs. Majoritairement du corail colonial, ils ont profité d'une meilleure chimie océanique pour la calcite et ont construit de grandes structures [78], ressemblant à des récifs modernes comme la Grande Barrière de Corail au large de l'Australie. De nombreux organismes de cette époque nageaient, se cachaient ou rampaient sur les récifs. Les récifs sont si importants en raison de leur potentiel de préservation, de leur taille (certains fossiles de récifs ont la taille de montagnes) et de leur capacité à créer un écosystème sur place à l'intérieur et autour d'eux. Peu d'autres assemblages de fossiles dans les archives géologiques peuvent offrir plus de diversité et de complexité que les récifs. Les températures chaudes et le niveau élevé de la mer à l'Ordovicien ont probablement contribué à stimuler cette diversification.

Une petite ère glaciaire basée sur des preuves de dépôts glaciaires et la baisse du niveau de la mer associée a conduit à l'extinction massive à la fin de l'Ordovicien, la première documentée dans les archives fossiles. Mextinction de cul C'est lorsqu'un nombre inhabituellement élevé d'espèces disparaissent brusquement et s'éteignent, et cela peut être observé dans les archives fossiles (voir la vidéo ci-dessous). La vie a rebondi au Silurien [78]. L'événement évolutif majeur a été le développement de la paire avant d'arcs branchiaux en mâchoires, permettant aux poissons de nouvelles stratégies d'alimentation et ouvrant de nouvelles niches écologiques.

Vidéo de 3 minutes décrivant les extinctions de masse et comment elles sont définies.

Le Silurien fournit la première preuve de plantes et d'animaux terrestres [80; 81]. Cela comprend la toute première plante vasculaire, Cooksonia, avec des tissus ligneux, des veines pour le transport de l'eau et de la nourriture, des graines et des racines. Les premiers poissons osseux et requins sont également siluriens, ce qui comprend les premières mâchoires primitives. Cela a également vu le début des poissons blindés, connus sous le nom de placodermes. Les insectes, les araignées, les scorpions et les crustacés ont commencé à habiter les habitats des terres arides et d'eau douce.

Le Dévonien, appelé l'âge des poissons, a vu une augmentation des poissons plats et des poissons à mâchoires [85], ainsi que des poissons à nageoires lobées. Les poissons à nageoires lobées (parents du poisson poumon et du coelacanthe modernes) sont importants pour leur évolution éventuelle en tétrapodes, les créatures à quatre membres qui ont continué à dominer la terre. La première preuve de la marche du poisson, nommé Tiktaalik (il y a environ 375 millions d'années), a donné naissance aux amphibiens. [87]. La plupart des amphibiens vivent sur terre mais pondent des œufs mous dans l'eau. Ils évolueront plus tard en reptiles qui pondent des œufs à coquille dure sur terre. Les plantes terrestres avaient également évolué dans les premiers arbres et forêts [88]. Vers la fin du Dévonien, un autre événement d'extinction de masse s'est produit. Cette extinction, bien que grave, est la moins définie dans le temps, avec de grandes variations dans le calendrier de l'événement ou des événements. Les organismes constructeurs de récifs ont été les plus durement touchés, entraînant des changements spectaculaires dans les écosystèmes marins [89].

La période suivante appelée le Carbonifère (les géologues nord-américains l'ont subdivisée en périodes du Mississippien et du Pennsylvanien), a vu les niveaux d'oxygène les plus élevés jamais connus, avec des forêts (par exemple, des fougères, des lycopodes) et des marécages dominant le paysage [90]. Cela a contribué à créer les plus gros arthropodes de tous les temps, comme le mille-pattes Arthropleure, à 2,5 mètres (6,4 pieds) de long ! Il a également vu l'émergence d'un nouveau groupe d'animaux, les reptiles. L'avantage évolutif que les reptiles ont sur les amphibiens est l'œuf amniote (œuf avec une coquille protectrice), qui leur permet de s'appuyer sur des environnements non aquatiques pour la reproduction. Cela a élargi la portée terrestre des reptiles par rapport aux amphibiens. Cette vie en plein essor, en particulier la vie végétale, a créé des températures de refroidissement lorsque le dioxyde de carbone a été éliminé de l'atmosphère [92]. Au milieu du Carbonifère, ces températures plus fraîches ont conduit à une ère glaciaire (appelée la glaciation du Karoo) et à des forêts moins productives. Les reptiles s'en sont bien mieux sortis que les amphibiens, ce qui a conduit à leur diversification [93]. Cet événement glaciaire a duré jusqu'au début du Permien [94].

Au Permien, avec la Pangée assemblée, le supercontinent a conduit à un climat plus sec et encore plus à la diversification et à la domination des reptiles [95]. Les groupes qui se sont développés dans ce climat chaud ont finalement irradié en dinosaures. Un autre groupe, connu sous le nom de synapsides, a finalement évolué en mammifères. Les synapsides, dont le célèbre à voile Dimétrodon sont souvent confondus avec les dinosaures. Pélycosaures (du Pennsylvanien au début du Permien comme Dimétrodon) sont le premier groupe de synapsides qui présentent les débuts de caractéristiques mammifères telles qu'une dentition bien différenciée : incisives, canines très développées dans les mâchoires inférieure et supérieure et les dents jugales, prémolaires et molaires. À partir de la fin du Permien, le deuxième groupe de synapsides, appelés thérapsides (ou reptiles ressemblant à des mammifères), évolue et devient les ancêtres des mammifères.

Extinction de masse du Permien

La fin de l'ère paléozoïque est marquée par la plus grande extinction de masse de l'histoire de la Terre. L'ère paléozoïque a connu deux extinctions de masse plus petites, mais celles-ci n'étaient pas aussi importantes que la Extinction de masse du Permien, également connu sous le nom d'événement d'extinction du Permien-Trias. On estime que jusqu'à 96 % des espèces marines et 70 % des vertébrés terrestres (terrestres) ont disparu. De nombreux organismes célèbres, comme les scorpions de mer et les trilobites, n'ont jamais été revus dans les archives fossiles. Qu'est-ce qui a causé un événement d'extinction si répandu? La cause exacte est encore débattue, bien que l'idée principale se rapporte à un volcanisme étendu associé à la Pièges sibériens, qui sont l'un des plus grands gisements de basaltes d'inondation connus sur Terre, datant de l'époque de l'événement d'extinction [100]. La taille de l'éruption est estimée à plus de 3 millions de kilomètres cubes [101], soit environ 4 000 000 fois plus grande que le célèbre mont de 1980. Éruption de St. Helens à Washington. L'éruption volcanique exceptionnellement importante aurait contribué à une grande quantité de gaz toxiques, d'aérosols et de gaz à effet de serre dans l'atmosphère. De plus, certaines preuves suggèrent que le volcanisme a brûlé de vastes gisements de charbon libérant du méthane (un gaz à effet de serre) dans l'atmosphère. Comme nous l'avons vu au chapitre 15, les gaz à effet de serre provoquent un réchauffement du climat. Cet ajout important de gaz à effet de serre provenant des pièges sibériens a peut-être provoqué un effet de serre incontrôlable qui a rapidement modifié le climat, acidifié les océans, perturbé les chaînes alimentaires, perturbé le cycle du carbone et provoqué la plus grande extinction de masse].

Les références

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Amphibolites baguées dans les Alpes : une nouvelle interprétation en relation avec le magmatisme peralumineux du Paléozoïque inférieur

La zone Strona-Ceneri est située au sud de la ligne Insubric, où la surimpression alpine est principalement cassante et de faible teneur voire absente. Outre les sédiments et les intrusions permo-carbonifères non métamorphiques, la zone Strona-Ceneri est un complexe de gneiss ordovicien composé de paragneiss, de migmatites, d'orthogneiss peralumineux et d'amphibolites rubanés associés à des méta-gabbros et des méta-ultramafiques. Malgré les caractéristiques individuelles des autres terranes de gneiss de l'Ordovicien au nord de la ligne Insubric, principalement le massif de l'Aar, les nappes du Gothard, de la Silvretta et de l'Ötztal, ils présentent des formations lithologiques et des structures pré-mésozoïques analogues indiquant des processus génétiques similaires. Une révision des cartes géologiques et de nouvelles observations sur le terrain dans ces terranes de gneiss indiquent des relations spatiales caractéristiques des formations d'amphibolites rubanées avec des migmatites et des orthogneiss. Les chimies contrastées des roches peralumineuses (para- et orthogneiss) et des amphibolites basaltiques avec un manque de lithologies intermédiaires entre elles peuvent s'expliquer par la mise en place du magmatisme d'arc peralumineux au sein d'un complexe de subduction–accrétion. Dans ce modèle, les amphibolites représentent des basaltes primaires qui se sont accumulés à la base du complexe de subduction-accrétion et ont fourni la chaleur pour la production de fontes peralumineuses. Les estimations de volume indiquent une « zone d'entremêlement » composée de basaltes non miscibles et de fontes peralumineuses d'une épaisseur totale de plusieurs kilomètres. Dans cette « zone d'entremêlement », les protolithes des formations d'amphibolites rubanées ont été générés. Les failles de décrochement abruptes, qui sont des structures importantes pour la cratonisation syn-magmatique des complexes de subduction-accrétion, fournissent des voies pour la mise en place de magmas, de migmatites et de matériaux entremêlés. Cela se traduit par la formation de nappes d'orthogneiss fortement orientées, de migmatites déformées et de formations d'amphibolites rubanées, respectivement. Enfin, l'article répertorie de nombreuses autres régions péri-Gondwaniennes avec un magmatisme d'arc peralumineux paléozoïque précoce, indiquant un cadre similaire à l'échelle mondiale.


John Isbell

Le Dr Isbell est un sédimentologue clastique et stratigraphe de séquences qui travaille avec les sédiments marins profonds glaciaires, glaciomarins, fluviaux, deltaïques, marins peu profonds et influencés par les glaciers et les roches sédimentaires déposées dans l'avant-pays, le rift, le ferroutage et les bassins cratoniques. Il travaille actuellement sur des expositions rocheuses en Antarctique, en Argentine, en Australie, en Afrique du Sud, aux îles Falkland, en Extrême-Orient russe (Sibérie), dans l'ouest des États-Unis, dans les Appalaches et dans le Wisconsin. Son travail se concentre sur la compréhension des changements environnementaux qui se sont produits au cours d'intervalles critiques de l'histoire de la Terre. Ceux-ci incluent (1) la fin de l'ère glaciaire du Paléozoïque (LPIA), (2) la serre Permien-Trias qui s'ensuit (il y a 359 à 199 millions d'années) et (3) la transition du Crétacé au Tertiaire avant et après la fin- Extinction du Crétacé (il y a 145 à 55 millions d'années).


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Géologie des roches paléozoïques dans le bassin supérieur du fleuve Colorado en Arizona, Colorado, Nouveau-Mexique, Utah et Wyoming, à l'exclusion du bassin de San Juan

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    Détails supplémentaires sur la publication
    Type de publication Reportage
    Sous-type de publication Série numérotée USGS
    Titre Géologie des roches paléozoïques dans le bassin supérieur du fleuve Colorado en Arizona, Colorado, Nouveau-Mexique, Utah et Wyoming, à l'exclusion du bassin de San Juan
    Titre de la série Papier professionnel
    Numéro de série 1411
    Chapitre UNE
    ISBN 0607885742
    EST CE QUE JE 10.3133/pp1411A
    Édition Version 1.0
    Année de publication 2003
    Langue ANGLAIS
    La description 112 p. 18 assiettes en poche
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    MÉTHODES

    Les cristaux de zircon ont été extraits des échantillons par des méthodes traditionnelles de concassage et de broyage, suivies d'une séparation avec un séparateur magnétique Frantz et des liquides lourds selon la méthode de Dickinson et Gehrels (2008). Analyses U-Pb de

    100 grains de zircon uniques par échantillon ont été réalisés par ablation laser-multi-collecteur-spectrométrie de masse à plasma à couplage inductif (LA-MC-ICPMS) au Arizona LaserChron Center (Tucson, Arizona, États-Unis, voir les données supplémentaires 1). Les analyses impliquaient l'ablation du zircon avec un laser excimère Photon Machine Analyte G2 utilisant un diamètre de spot de 35 µm. Pour les échantillons avec des tailles de grains plus petites, la taille du faisceau laser a été réduite à 25 µm de diamètre. Les grains de zircon ont été sélectionnés au hasard pour l'analyse afin d'éviter les biais de taille ou de forme. Le matériau ablaté a été transporté dans de l'hélium gazeux dans la source de plasma d'un ICPMS Nu HR, qui était équipé d'un tube de vol d'une largeur suffisante pour que les isotopes U, Th et Pb soient mesurés simultanément. Toutes les mesures ont été effectuées en mode statique, en utilisant des détecteurs Faraday avec des résistances 3 × 10 11 Ω pour 238 U, 232 Th et 208-207-206 Pb, et des compteurs d'ions dynodes discrets pour 204 Pb et 202 Hg. Les rendements en ions étaient

    0,8 mV par ppm. Chaque analyse consistait en une intégration de 15 s sur les pics avec le laser éteint (pour les arrière-plans), quinze intégrations de 1 s avec le tir laser et un délai de 30 s pour purger l'échantillon précédent et préparer l'analyse suivante. La fosse d'ablation était

    La correction courante du Pb a été réalisée en mesurant 206 Pb/ 204 Pb et en supposant une composition isotopique initiale du Pb de Stacey et Kramers (1975), et des incertitudes de 1,0 % pour 206 Pb/ 204 Pb et de 0,3 % pour 207 Pb/ 204 Pb. La soustraction de 204 Hg a été réalisée en utilisant le rapport mesuré 202 Hg et naturel 202 Hg/ 204 Hg (4,34). L'incertitude de cette valeur de 202 Hg/ 204 Hg n'est pas significative en raison des faibles intensités de Hg observées. Le fractionnement de 206 Pb/238 U et 206 Pb/ 207 Pb pendant l'ablation a été suivi en analysant des fragments d'un grand étalon de cristal de zircon concordant du Sri Lanka qui a un âge connu de 563,5 ± 3,2 Ma (Gehrels et al., 2008). L'incertitude résultant de cette correction d'étalonnage, combinée à l'incertitude des constantes de décroissance, de l'âge de l'étalon primaire et de la composition isotopique commune du Pb, contribue à une erreur systématique de 1 % pour les âges 206 Pb/ 238 U et 206 Pb/ 207 Pb (2σ) . R33 a été utilisé comme norme secondaire pour garantir la fiabilité des données. Pour tous les échantillons rapportés ici, l'âge moyen de 206 Pb/238 U des analyses R33 était à moins de 2 % de l'âge connu.

    Les âges 207 Pb/ 206 Pb sont utilisés pour les grains de plus de 900 Ma, et les âges 206 Pb/ 238 U sont utilisés pour les grains de moins de 900 Ma. Les grains avec des âges supérieurs à 400 Ma ont été filtrés par 20% de discordance et 5% de discordance inverse. Les groupes d'âge ont été déterminés en identifiant trois grains ou plus avec des âges chevauchants de 206 Pb/238 U et 207 Pb/ 206 Pb dans l'ensemble de données agrégé. Après filtrage des données pour la discordance, des diagrammes de probabilité d'âge relatif normalisés ont été construits à partir des données les moins discordantes (Fig. 3). Des comparaisons quantitatives des âges des zircons détritiques ont été réalisées à l'aide du test de Kolmogorov-Smirnov (K-S) (Press et al., 1986). Le test compare deux distributions d'âge pour déterminer si elles proviennent des mêmes sources en mesurant la probabilité (P). UNE P-value < 0.05 rejette l'hypothèse nulle selon laquelle les deux échantillons sont statistiquement indiscernables. Cependant, les résultats du test K-S peuvent impliquer des sources différentes lorsque, par exemple, les deux échantillons sont dominés par les mêmes populations d'âge mais dans des proportions légèrement variables (par exemple, Dickinson et al., 2010). Par conséquent, une comparaison visuelle des spectres d'âge a été utilisée avec le test K-S.


    15.6 : Paléozoïque - Géosciences

    Au nord, à l'ouest et au sud des plus hauts sommets de Teton, les hautes flèches et les crêtes en lame de couteau de la roche précambrienne cèdent la place à des éperons arrondis et des sommets inférieurs à sommet plat, dont les pentes sont palissades par des falaises grises continues qui ressemblent aux remparts de forteresse abandonnée depuis longtemps (fig. 31). Comme mentionné précédemment, les falaises sont les bords saillants de couches de roches sédimentaires d'âge paléozoïque qui se sont accumulées dans ou le long des bords des mers peu profondes. À un moment donné, les couches ont formé une épaisse couverture ininterrompue et presque horizontale à travers les roches du socle précambrien, mais le soulèvement ultérieur du bord oriental du bloc de faille de Teton les a inclinées vers l'ouest. Ils ont ensuite été dépouillés des plus hauts sommets.

    Figure 31. Roches paléozoïques sur le flanc ouest de la chaîne Teton, vue oblique aérienne vers l'ouest. Les pics déchiquetés au premier plan (Buck Mountain au centre gauche, Mt. Wister, avec le sommet délimité par une plaque de neige à l'extrême droite), sont sculptés dans les roches précambriennes. Les falaises rubanées en arrière-plan sont des roches sédimentaires. Le bassin de l'Alaska est en haut à droite. Le bassin de Teton, une large vallée largement cultivée dans l'est de l'Idaho, est au sommet. Photo par A. S. Post, Université de Washington, 1963.

    Les roches sédimentaires paléozoïques et plus récentes de la région de Teton sont subdivisées en formations, chacune portant un nom. Une formation est composée de couches rocheuses qui, en raison de leurs caractéristiques physiques similaires, peuvent être distinguées des couches sus-jacentes et sous-jacentes. Ils doivent être suffisamment épais pour être représentés sur une carte géologique. Le tableau 2 répertorie les différentes formations paléozoïques présentes dans et à proximité du parc national de Grand Teton et donne leurs épaisseurs et caractéristiques. Ces roches sédimentaires sont d'un intérêt particulier, car non seulement elles enregistrent un chapitre important de l'histoire géologique, mais ailleurs dans la région, elles contiennent du pétrole et d'autres gisements minéraux.

    Les roches paléozoïques peuvent être vues de près depuis le sommet du tramway de Teton Village (fig. 32) à la limite sud du parc. Une exposition moins accessible mais tout aussi spectaculaire de roches paléozoïques se trouve dans le bassin de l'Alaska, le long de la marge ouest du parc, où elles sont empilées comme des couches uniformes dans un gigantesque gâteau (fig. 33).

    Figure 32. Roches sédimentaires marines du Paléozoïque près de la limite sud du parc national de Grand Teton. La vue est apaisante du haut du tramway de Teton Village. Photo du National Park Service par W. E. Dilley et R. A. Mebane.

    Figure 33. Vue sud-ouest du bassin de l'Alaska, montrant des couches inclinées de roches sédimentaires paléozoïques sur le flanc ouest de la chaîne Teton. Photo du service des parcs nationaux.

    Bassin de l'Alaska, site d'un record exceptionnel de roches et de fossiles

    Les strates du bassin de l'Alaska enregistrent avec une clarté inhabituelle les premiers chapitres de la chronique des mers qui ont coulé et reflué sur le futur site de la chaîne de Teton pendant la majeure partie de l'ère paléozoïque. Dans les différentes couches rocheuses sont inscrites des histoires de la lente progression et du recul des anciens rivages, des vagues de tempête se brisant sur des plages disparues depuis longtemps et de l'évolution lente et complexe des myriades de créatures marines qui habitaient ces eaux agitées.

    Une étude attentive des fossiles permet de déterminer l'âge de chaque formation (tableau 3). Plus révélateur encore, les fossiles eux-mêmes sont des preuves tangibles du défilé ordonné de la vie qui a traversé le paysage de Teton pendant plus de 250 millions d'années. Voici un compte rendu des expériences de la nature avec la vie, les triomphes, les échecs, le bizarre, le beau.

    Tableau 2. — Les roches sédimentaires paléozoïques exposées sont la région de Teton.
    Âge Formation Épaisseur
    (pieds)
    La description Où exposé
    permien Formation de phosphore 150-250 Dolomite, gris, cherteux, sableux, schiste noir et lits de phosphate marins. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton, flanc nord des monts Gros Ventre, sud de Jackson Hole.
    Pennsylvanien Formations de Tensleep et d'Amsden 600-1,500 Grès de Tensleep, gris clair, dur, reposant sur la Formation d'Amsden, une domolite et un schiste rouge avec une base marine de grès rouge. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton, flanc nord des monts Gros Ventre, sud de Jackson Hole.
    Mississippien Le calcaire de Madison 1,000-1,200 Calcaire, bleu-gris, schiste rouge mince, dur et fossilifère par endroits près du sommet marin. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton, flanc nord des monts Gros Ventre, sud de Jackson Hole.
    dévonien Formation Darby 200-500 Dolomite, gris foncé à brun, fétide, dure et marine de schiste brun, noir et jaune. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton, flanc nord des monts Gros Ventre, sud de Jackson Hole.
    Ordovicien Dolomite de Bighorn 300-500 Dolomite, gris clair, siliceuse, dolomie dense blanche très dure à grain très fin au sommet marin. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton, flancs nord et ouest des monts Gros Ventre, sud de Jackson Hole.
    Cambrien Calcaire gallatine 180-300 Calcaire, bleu-gris, dur, marin en couches minces. Flacons nord et ouest de la chaîne Teton et des monts Gros Ventre.
    Formation Gros-Ventre 600-800 Schiste, vert, floconneux, avec Death Canyon Limestone Member composé d'environ 300 pieds de calcaire dur formant des falaises en milieu marin. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton et des monts Gros Ventre.
    Grès à tête plate 175-200 Grès, brun rougeâtre, très dur, cassant en partie marin. Flancs nord et ouest de la chaîne Teton et des monts Gros Ventre.

    La régularité et les relations parallèles des couches dans des sections bien exposées comme celle du bassin de l'Alaska suggèrent que toutes ces roches ont été déposées en une seule séquence ininterrompue. Cependant, les fossiles et la répartition régionale des unités rocheuses montrent que ce n'est pas vraiment le cas. Le caractère incomplet de cet enregistrement devient apparent si l'on trace les âges des différentes formations à l'échelle des temps géologiques absolus (fig. 34). La durée entre le début de la période cambrienne et la fin de la période mississippienne est d'environ 285 millions d'années. Les strates du bassin de l'Alaska sont un record d'environ 120 millions d'années. Plus de la moitié des pages de l'histoire géologique manquent même si, comparé à la plupart des autres domaines, le livre dans son ensemble est remarquablement complet ! During these unrecorded intervals of time either no sediments were deposited in the area of the Teton Range or, if deposited, they were removed by erosion.

    Figure 34. Absolute ages of the formations in Alaska Basin. Shaded parts of the scale show intervals for which there is no record.

    Advance and retreat of Cambrian seas: an example

    The first invasion and retreat of the Paleozoic sea are sketched on figure 35. Early in Cambrian time a shallow seaway, called the Cordilleran trough, extended from southern California northeastward across Nevada into Utah and Idaho (fig. 35A). The vast gently rolling plain on Precambrian rocks to the east was drained by sluggish westward-flowing rivers that carried sand and mud into the sea. Slow subsidence of the land caused the sea to spread gradually eastward. Sand accumulated along the beaches just as it does today. As the sea moved still farther east, mud was deposited on the now-submerged beach sand. In the Teton area, the oldest sand deposit is called the Flathead Sandstone (fig. 36).

    Figure 35A. The first invasions of the Paleozoic sea. In Early Cambrian time an arm of the Pacific Ocean occupied a deep trough in Idaho, Nevada, and part of Utah. The land to the east was a broad gently rolling plain of Precambrian rocks drained by sluggish westward-flowing streams. The site of the Teton Range was part of this plain. Slow subsidence of the land caused the sea to move eastward during Middle Cambrian time flooding the Precambrian plain.

    Figure 35B. By Late Cambrian time the sea had drowned all of Montana and most of Wyoming. The Flathead Sandstone and Gros Ventre Formation were deposited as the sea advanced. The Gallatin Limestone was being deposited when the shoreline was in about the position shown in this drawing.

    Figure 35C. In Early Ordivician time uplift of the land caused the sea to retreat back into the trough, exposing the Cambrian deposits to erosion. Cambrian deposits were partly stripped off of some areas. The Bighorn Dolomite was deposited during the next advance of the sea in Middle and Late Ordovician time.

    (click on image for an enlargement in a new window)


    Figure 36. Conglomeratic basal bed of Flathead Sandstone and underlying Precambrian granite gneiss: contact is indicated by a dark horizontal line about 1 foot below hammer. This contact is all that is left to mark a 2-billion year gap in the rock record of earth history. The locality is on the crest of the Teton Range 1 mile northwest of Lake Solitude.

    The mud laid down on top of the Flathead Sandstone as the shoreline advanced eastward across the Teton area is now called the Wolsey Shale Member of the Gros Ventre Formation. Some shale shows patterns of cracks that formed when the accumulating mud was briefly exposed to the air along tidal flats. Small phosphatic-shelled animals called brachiopods inhabited these lonely tidal flats (fig. 37A and B) but as far as is known, nothing lived on land. Many shale beds are marked with faint trails and borings of wormlike creatures, and a few contain the remains of tiny very intricately developed creatures with head, eyes, segmented body, and tail. These are known as trilobites (fig. 37C and D). Descendants of these lived in various seas that crossed the site of the dormant Teton Range for the next 250 million years.

    Figure 37. Cambrian fossils in Grand Teton National Park. A-B. Phosphatic-shelled brachiopods, the oldest fossils found in the park. Actual width of specimens is about 1/4 inch. C-D. Trilobites. Width of C is 1/4 inch, D is 1/2 inch. National Park Service photos by W. E. Dilley and R. A. Mebane.

    As the shoreline moved eastward, the Death Canyon Limestone Member of the Gros Ventre Formation (fig. 33) was deposited in clear water farther from shore. Following this the sea retreated to the west for a short time. In the shallow muddy water resulting from this retreat the Park Shale Member of the Gros Ventre Formation was deposited. In places underwater "meadows" of algae flourished on the sea bottom and built extensive reefs (fig. 38A). From time to time shoal areas were hit by violent storm waves that tore loose platy fragments of recently solidified limestone and swept them into nearby channels where they were buried and cemented into thin beds of jumbled fragments (fig. 38B) called "edgewise" conglomerate. These are wide spread in the shale and in overlying and underlying limestones.

    Figure 38A. Distinctive features of Cambrian rocks. Algal heads in the Park Shale Member of the Gros Ventre Formation. These calcareous mounds were built by algae growing in shallow sea in Cambrian time. They are now exposed on the divide between North and South Leigh Creeks, nearly 2 miles above sea level!

    Figure 38B. Distinctive features of Cambrian rocks. Bed of "edgewise" conglomerate in the Gallatin Limestone. Angular plates of solidified lime-ooze were torn from the sea bottom by storm waves, swept into depressions, and then buried in lime mud. These fragments, seen in cross section, make the strange design on the rock. Thin limestone beds below are undisturbed. National Park Service photo by W. E. Dilley.

    AGE
    (Numbers show age in millions of years)
    FORMATION
    (Thickness)
    ROCKS AND FOSSILS
    (310)
    MISSISSIPPIAN MADISON LIMESTONE (Total about 1,100 feet, but only lower 300 feel preserved in this section) Uniform thin beds of blue-gray limestone and sparse very thin layers of shale. Brachiopods, corals, and other fossils abundant.
    (345)
    LATE AND MIDDLE DEVONIAN DARBY FORMATION (About 350 feet) Thin beds of gray and buff dolomite interbedded with layers of gray, yellow, and black shale. A few fossil brachiopods, corals, and bryozoans.
    (390)
    (425)
    LATE AND MIDDLE ORDOVICIAN
    (440)
    BIGHORN DOLOMITE (About 450 feet Leigh Dolomite Member about 40 feet thick at top) Thick to very thin beds of blue-gray or brown dolomite, white on weathered surfaces. A few broken fossil brachiopods, bryozoans. and horn corals. Thin beds of white fine-grained dolomite at top are the Leigh Member.
    (500)
    LATE CAMBRIAN
    GALLATIN LIMESTONE (100 feet) Blue-gray limestone mottled with irregular rusty or yellow patches. Trilobites and brachiopods.
    (530)
    MIDDLE CAMBRIAN GROS VENTRE FORMATION PARK SHALE MEMBER (220 feet) Gray-green shale containing beds of platy limestone conglomerate. Trilobites, brachiopods, and fossil algal beads.
    DEATH CANYON LIMESTONE MEMBER (285 feet) Two thick beds of dark-blue-gray limestone separated by 15 to 20 feet of shale that locally contains abundant fossil brachiopods and trilobites.
    WOLSEY SHALE MEMBER (100 feet) Soft greenish-gray shale containing beds of purple and green sandstone near base. A few fossil brachiopods.
    FLATHEAD SANDSTONE (175 feet) Brown, maroon, and white sandstone, locally containing many rounded pebbles of quartz and feldspar. Some beds of green shale at top.
    (570)
    PRECAMBRIAN
    Granite, gneiss, and pegmatite.

    Table 3. Formations exposed in Alaska Basin.

    Once again the shoreline crept eastward, the seas cleared, and the Gallatin Limestone was deposited. The Gallatin, like the Death Canyon Limestone Member, was laid down for the most part in quiet, clear water, probably at depths of 100 to 200 feet. However, a few beds of "edgewise" conglomerate indicate the occurrence of sporadic storms. At this time, the sea covered all of Idaho and Montana and most of Wyoming (fig. 35B) and extended eastward across the Dakotas to connect with shallow seas that covered the eastern United States. Soon after this maximum stage was reached slow uplift caused the sea to retreat gradually westward. The site of the Teton Range emerged above the waves, where, as far as is now known, it may have been exposed to erosion for nearly 70 million years (fig. 35C).

    The above historical summary of geologic events in Cambrian time is recorded in the Cambrian formations. This is an example of the reconstructions, based on the sedimentary rock record, that have been made of the Paleozoic systems in this area.

    Younger Paleozoic formations

    Formations of the remaining Paleozoic systems are likewise of interest because of the ways in which they differ from those already described.

    The Bighorn Dolomite of Ordovician age forms ragged hard massive light-gray to white cliffs 100 to 200 feet high (figs. 32 and 33). Dolomite is a calcium-magnesium carbonate, but the original sediment probably was a calcium carbonate mud that was altered by magnesium-rich sea water shortly after deposition. Corals and other marine animals were abundant in the clear warm seas at this time.

    Dolomite in the Darby Formation of Devonian age differs greatly from the Bighorn Dolomite that in the Darby is dark-brown to almost black, has an oily smell, and contains layers of black, pink, and yellow mudstone and thin sandstone. The sea bottom during deposition of these rocks was foul and frequently the water was turbid. Abundant fossil fragments indicate fishes were common for the first time. Exposures of the Darby Formation are recognizable by their distinctive dull-yellow thin-layered slopes between the prominent gray massive cliffs of formations below and above.

    The Madison Limestone of Mississippian age is 1,000 feet thick and is exposed in spectacular vertical cliffs along canyons in the north, west, and south parts of the Tetons. It is noted for the abundant remains of beautifully preserved marine organisms (fig. 39). The fossils and the relatively pure blue-gray limestone in which they are embedded indicate deposition in warm tranquil seas. The beautiful Ice Cave on the west side of the Tetons and all other major caves in the region were dissolved out of this rock by underground water.

    Figure 39. A glimpse of the sea floor during deposition of the Madison Limestone 330 million years ago, showing the remains of brachiopods, corals, and other forms of life that inhabited the shallow warm water. A. Slab in which fossils are somewhat broken and scattered. Scale slightly reduced. National Park Service photo by W. E. Dilley and R. A. Mebane. B. Slab in which fossils are remarkably complete. Silver dollar gives scale. Specimen is in University of Wyoming Geological Museum.

    The Pennsylvanian System is represented by the Amsden Formation and the Tensleep Sandstone. Cliffs of the Tensleep Sandstone can be seen along the Gros Ventre River at the east edge of the park. The Amsden, below the Tensleep, consists of red and green shale, sandstone, and thin limestone. The shale is especially weak and slippery when exposed to weathering and saturated with water. These are the strata that make up the glide plane of the Lower Gros Ventre Slide (fig. 5) east of the park.

    The Phosphoria Formation and its equivalents of Permian age are unlike any other Paleozoic rocks because of their extraordinary content of uncommon elements. The formation consists of sandy dolomite, widespread black phosphate beds and black shale that is unusually rich not only in phosphorus, but also in vanadium, uranium, chromium, zinc, selenium, molybdenum, cobalt, and silver. The formation is mined extensively in nearby parts of Idaho and in Wyoming for phosphatic fertilizer, for the chemical element phosphorus, and for some of the metals that can be derived from the rocks as byproducts. These elements and compounds are not everywhere concentrated enough to be of economic interest, but their dollar-value is, in a regional sense, comparaible to that of some of the world's greatest mineral deposits.


    Western CEDAR

    Cyclic sea level charts for the Lower Carboniferous (Mississippian), Middle and Upper Carboniferous (Pennsylvanian), and Permian show considerable variability in the duration and magnitude of third-order depositional sequences, and also in the position of general sea level as represented by second-order sea level. Transgressive and highstand system tracts are numerous on the cratonic shelves of the late Paleozoic continents. Shelf margin wedges are less well represented except at times of general lower sea levels. Most low stand wedges and all low stand fan systems are structurally deformed and make up many of the accretionary wedges and displaced terranes that lie structurally emplaced against the former Paleozoic margins of the cratons.

    More than seventy named third-order depositional sequences (mesothems) seem well defined in Carboniferous and Permian rocks. They may be grouped into six named second-order supercycles which in turn are parts of the Kaskaskia and Absaroka megacycles (or Sloss sequences).

    Most third-order sequences, wherever possible, are named for the marine limestone formation(s) or member(s) that represents the highstand facies of that particular sequence. It is also the name bearer of the associated sea level rise and fall. The second-order sequences are named for areas where the general relationships between the second-order sequences are well shown as in the Upper Mississippi River Valley, in southeastern Arizona and southwestern New Mexico, and in western Texas.

    Although glaciation appears to be the cause of the relatively snort term sea-level changes associated with tnese sequences, other longer term causes also are suspected in order to explain some of the phenomena. These longer term causes may relate to timing and rates of plate motions, orogenic events, and mid-oceanic ridge construction.


    Peter DeCelles | Recent Publications

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    59. McQuarrie, N., and DeCelles, P. G., 2001, Geometry and structural evolution of the Central Andean backthrust belt, Bolivia: Tectonics, v. 20, p. 669-692.

    58. DeCelles, P. G., Robinson, D. M., Quade, J., Ojha, T.P., Garzione, C.N., Copeland, P., and Upreti, B. N., 2001, Stratigraphy, structure, and tectonic evolution of the Himalayan fold-thrust belt in western Nepal: Tectonics, v. 20, p. 487-509.

    57. Horton, B. K., and DeCelles, P. G., 2001, Modern and ancient fluvial megafans in the foreland basin system of the central Andes, southern Bolivia: implications for drainage network evolution in fold-thrust belts: Basin Research, v. 13, p. 43-64.

    56. DeCelles, P. G., and DeCelles, P. C., 2001, Rates of shortening, propagation, underthrusting, and flexural wave migration in continental orogenic systems: Geology, v. 29, p. 135-138.

    55. Garzione, C. N., Quade, J., DeCelles P. G., and English, N. B., 2000, Predicting paleoelevation of Tibet and the Nepal Himalaya from 18O vs. altitude gradients in meteoric water across the Nepal Himalaya: Earth and Planetary Science Letters, v. 183, p. 215-230.

    54. Garzione, C. N., Dettman, D. L., Quade, J., DeCelles, P. G., and Butler, R. F., 2000, High times on the Tibetan Plateau: paleoelevation of the Thakkhola graben, Nepal: Geology, v. 28, p. 339-342.

    53. English, N. B., Quade, J., DeCelles, P. G., and Garzione, C. N., 2000, Geologic control of Sr and major element chemistry in Himalayan rivers, Nepal: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 64, p. 2549-2566.

    52. DeCelles, P. G., Gehrels, G. E., Quade, J., LaReau, B., and Spurlin, M., 2000, Tectonic implications of U-Pb detrital zircon ages from the Himalayan orogenic belt, Nepal: Science, v 288, p. 497-499.

    51. Ojha, T. P., Butler, R. F., Quade, J., DeCelles, P. G., Richards, D., and Upreti, B. N., 2000, Magnetic polarity stratigraphy of the Neogene Siwalik Group at Khutia Khola, Farwestern Nepal: Geological Society of America Bulletin, v. 112, p. 424-434.


    The New Mexico Aulacogen

    The region from central Colorado to southwestern New Mexico contains numerous small intrusions of alkali or cabonatite magma of Cambrian to Ordovician age. Carbonatite magmas are magmas that are so rich in carbon dioxide that they solidify into carbonate minerals, and they are rare in the geologic record. But they are believed to be closely associated with highly alkaline magmas. The only known carbonatite volcano in the modern world is Ol Doinyo Lengai volcano in Tanzania, which erupts molten sodium carbonate.

    Alkali dikes are reported in the southern Nacimiento Mountains. A different, but related, kind of mafic dike intrudes an outcrop of the San Pedro Quartz Monzonite along State Road 126 in the northern Sierra Nacimiento Mountains.

    Possible lamprophyre dike in San Pedro Quartz Monzonite. 35 59.672N 106 49.325W

    This dike is prominent enough to be shown on the geologic map for this area. A close examination shows a feature not often seen in mafic dikes.

    There are rather large crystals of orthoclase in the otherwise fine-grained dike rock. These somewhat resemble the distinctive orthoclase crystals of the nearby rapakivi quartz monzonite. A sample:

    Furthermore, while washing the sample to prepare it for its portrait, I realized that there are bluish quartz grains in the rock that are elongated in one direction. (You can see one just above and to the left of the center of the sample.) These features suggest this may be a kind of lamprophyre called vogesite. The geologic map for this area indicates that lamprophyre dikes are present in the quartz monzonite. So there it is.

    Lamprophyres are very low-silica, high-potassium rocks formed in small volumes by very slight melting of the earth’s upper mantle. They are characterized by porphyritic texture, including xenocrysts of feldspar and quartz. Xenocrysts are individual mineral grains that are in some way foreign to the rock, such as grains melted out of the surrounding country rock. Lamprophyres are classified according to the dominant minerals in the ground mass, and a vogesite is a lamprophyre whose ground mass is made up mostly of amphiboles and microcline. That appears to be the case here.

    Lamprophyres are considered a kind of alkali intrusion. This one has not been dated, and there are some hints it has undergone metamorphosis, but it is possible this is a Cambrian-Ordovician alkaline dike.

    The significance of the Cambrian-Ordovician dikes is slightly uncertain, but the best current theory is that, during the breakup of Pannotia, the crust under New Mexico and Colorada was stretched enough to disturb the mantle and bring alkali magma to the surface. This was likely one arm of a triple junction, where stretched crust begins to rift along three directions from a central spreading center. It is common for two of the rifts to develop into full-fledged ocean basins while the third does not quite tear apart. The failed rift is called an aulacogen. The best modern example is the Afar Depression of Ethopia, where the Gulf of Aden and the Red Sea form the other two arms of the triple junction.

    There are some difficulties with this theory. There are no structural hints of the boundaries of the aulacogen, other than evidence of uplift in the Florida Mountains in southern New Mexico about this time. Nor are there any sedimentary formations that can clearly be associated with the infilling of the rift. However, it's the best explanation we have for the burst of alkaline magmatism in a narrow window of time.

    Following the failed aulacogen, the Jemez area was quiescent for roughly one hundred million years, through the Silurian and Devonian Periods. There is no geologic record in the area again, other than a broad detrital zircon peak centered around 420 million years ago (corresponding to the Silurian-Devonian boundary), until the early Mississippian.

    During this interval, the first vascular plants, arthropods, fish, and amphibians appeared in the fossil record. Though possible mollusc tracks are found on land as early as the Cambrian, it was with the evolution of liverworts from filamentous green algae sometime in the Middle Ordovician (470 million years ago) that the dry land of the continents was finally populated with macroscopic life. This was restricted at first to moist environments, since liverworts have no roots, vascular tissue, or stomata. Stomata are openings in the surface of a plant surrounded by a pair of guard cells that allow the plant to balance water loss against access to atmospheric carbon dioxide. Mosses evolved stomata about 453 million years ago. Vascular plants, having true water-conducting tissue, evolved in the early Silurian (about 430 million years ago) and plants with true leaves evolved in the middle Silurian (429 million years ago). The first plants with true seeds appeared late Devonian, 370 million years ago, allowing plants to spread into drier regions and cover the continents.


    Geologic Time Scale

    The geologic time scale began to take shape in the 1700s. Geologists first used relative age dating principles to chart the chronological order of rocks around the world. It wasn't until the advent of radiometric age dating techniques in the middle 1900s that reliable numerical dates could be assigned to the previously named geologic time divisions.

    To help comprehend the divisions of geologic time, some analogies are provided below. Select an analogy:

    Geologic Time Scale as a Calendar Year

    4.6 billion years ago. Scaling this large amount of time to our calendar year, each of the 12 months of the geologic calendar year represents 383 million years (4.6 billion / 12). Generally speaking, each year has 365 days, so each day represents 12.6 million years (4.6 billion / 365) on our geologic calendar. Each day has 24 hours, so one hour represents 525,114 “geologic years” (4.6 billion / [365 × 24]). Each hour has 60 minutes, so one minute represents 8,752 “geologic years” (4.6 billion / [365 × 24 × 60]). Finally, each minute has 60 seconds, so each “geologic second” represents 146 years (4.6 billion / [365 × 24 × 60 × 60]).

    Scaled to our geologic calendar, here are some geologic “holidays”:

    January 1 Formation of Earth
    February 13 Formation of oldest known rocks
    March 27 First recorded forms of life
    November 19 Cambrian “explosion” of hard-shelled life-forms
    November 23 Life moves onto land (Ordovician)
    November 26 First mass extinction (end of Ordovician time)
    December 3 Second mass extinction (end of Devonian time)
    December 12 Third and greatest mass extinction of all time (end of Permian time)
    December 15 Fourth mass extinction (Triassic)
    December 15 Dinosaurs become dominant
    December 19 Fifth and most famous mass extinction dinosaurs become extinct
    December 19 Flowering plants begin to cover the landscape
    December 31 Pleistocene ice ages (last 3 hours and 26 minutes)
    December 31, 11:38 pm Homo sapiens (modern humans) appear
    December 31, 11:59 pm Beginning of the geologic time in which we live (Holocene Epoch)

    Geologic Time Scale as Arms Spread

    Geologic History on a Basketball

    The Earth is about 4.5 billion years old, a number too large for people to conceptualize. If we were to shrink the Earth down to the size of a basketball and compress those 4.5 billion years into a few hours we would be able to observe radical changes. Continents would race around the globe, sink beneath the sea, rise up again, smash into other continents, build mountains, and erode back into the sea. Volcanoes would continually erupt and then quickly be weathered away. An astounding array of life would evolve and most of it would pass into extinction seconds later. Asteroids would occasionally slam into Earth. Indeed, the Earth would look like an extraordinarily dynamic little sphere before us.


    From our reference point, change of this magnitude is hard to appreciate. Yet if we begin to grasp the immensity of geologic time, we can begin to recognize the changing nature of Earth.


    Voir la vidéo: GeoVisionary for the GeoSciences sector (Octobre 2021).