I. Le quaternaire, ère de l'homme

1. les échelles de temps du quaternaire

Le terme «Quaternaire» a été créé en 1829 par le géologue français Jules Desnoyers. Le Quaternaire comprend un terme inférieur, ou Pléistocène, établi en 1939 par le géologue anglais Charles Lyell, qui a aussi énoncé le principe des causes actuelles, et un terme supérieur, ou Holocène, créé en 1867 par le Français Paul Gervais. Par convention et pour la plupart des quaternaristes, le Pléistocène est compris entre 1,87 million d'années (Ma) et 10 000 ans et l'Holocène entre 10 000 ans et le présent.
Les quaternaristes utilisent une origine des temps géologiques placée arbitrairement en 1950, pour la chronologie du carbone 14 et qualifiée de "present". L'âge d'un échantillon est alors noté par un chiffre suivi de B.P. (before present) , signifiant avant 1950.
À la fin du XIXe siècle, le Quaternaire a été considéré comme la période de l'apparition de l'homme et de celle des plantes et faunes actuelles; son étude portait essentiellement sur l'histoire des glaciations. En y associant les travaux aux basses latitudes, sur les lignes de rivages marins, une première échelle stratigraphique du Quaternaire a été proposée. Avec l'obtention, dès les années 1970, des carottes océaniques, une stratigraphie cohérente avec les glaciations est établie; le rôle des variations des radiations solaires est précisé. Les termes stratigraphiques comme Würm, Riss, Mindel et Günz n'ont qu'une valeur régionale, ici pour les glaciations d'Europe occidentale.
Les études du Quaternaire portent, en résumé, sur:
- l'histoire des oscillations glaciaires (volume des calottes, teneurs en CO2 de l'atmosphère, glaciers de montagne...);
- le changement du volume des océans (courbes isotopiques et de températures, microfaunes, niveau de la mer...);
- les variations de haute fréquence du champ magnétique terrestre (périodicité de 1 000 et 100 000 ans);
- les reconstitutions paléogéographiques des zones de végétation (pollens, macrorestes, sols...);
- les variations des niveaux lacustres (pluviosité, évaporation, diatomées, ostracodes...);
- l'histoire de la répartition des mammifères terrestres (rongeurs, grands vertébrés...) et des hominidés.

2. Les climats et les paysages
Présentation de la méthode de reconstitution des paysages et des climats du quaternaire: principe de l'actualisme ou principe des causes actuelles: on reconstitue UNE histoire et non L'histoire (voir pages méthode).
Diapositives du Dr. Gruet sur le Quaternaire en Anjou (CDDP-Angers).

1. les reliefs glaciaires et périglaciaires se retrouvent partout en France
2. les terrasses alluviales emboîtées sont interprétées en fonction des variations du niveau de la mer et des changements climatiques
   (remarque: les terrasses alluviales sont extrêmement difficiles à interpréter. un exemple est étudié avec les élèves: le site de Port-Launay au Nord d'Angers; à partir de la coupe stratigraphique et de sa représentation dans une vitrine du Muséum d'Angers, on met en évidence une remontée probable du niveau de la Maine à l'interglaciaire Mindel-Riss au confluent de la Sarthe, de la Mayenne et du Loir,; ce qui permet d'expliquer la présence de sédiments interglaciaires datés du Mindel-Riss présentant une intéressante faune avec notamment un superbe bois de daim archaïque, au milieu d'une terrasse présentant des blocs démesurés et datée du Riss....).
   6 points permettent d'interpréter les emboîtements des terrasses:
   •  une rivière alluvionne ou creuse en fonction de son profil d'équilibre
   • en période froide (glaciaire) le débit de la rivière est moindre et il y a tendance à l'alluvionnement si la pente n'est pas trop forte (on peut aussi trouver des blocs démesurés transportés par des radeaux de glace)
   • en période chaude (interglaciaire) le débit de la rivière est maximal et il y teandance au creusement dans les zones les plus pentues et l'alluvionnement est assez faible sauf si la pente est très faible
   • si le niveau de la mer s'abaisse le profil d'équilibre de la rivière est dépacé vers le bas et il y a un creusement moyen
   • à l'opposé, si le niveau moyen de la mer s'élève, la pente moyenne diminue et le profil d'équilibre est déplacé vers le haut, ce qui consuit à un alluvionnement fort dans les zones à faible pente (il peut ainsi y avoir des terrasses qui recouvrent d'autres terrasses)
   • le niveau moyen des mers s'est abaissé d'environ 120 m entre -120.000 ans et -20.000 ans et est remonté depuis d'environ 80m.
3. les isotopes de l'oxygène permettent d'avoir une certaine idée des paléotempératures
   (Remarques importantes: l'utilisation de cette méthode repose sur:
   • une loi expérimentale: d'une part, lors de la solidification de l'eau liquide en glace ou lors de la précipitation des carbonates (aussi bien par un organisme vivant que par phénomène chimique pur), on observe une discrimination (fractionnement isotopique) entre ¹⁸O et ¹⁶O: les solides formés sont enrichis par rapport à l'eau liquide en ¹⁸O. D'autre part, ce mécanisme de fractionnement est sensible à la température dans le sens où la quantité d'¹⁸O par rapport à celle de l'¹⁶O dans l'eau de mer ou dans les nuages dépend de la saison (les "vieux nuages" sont appauvris en isotope lourd) mais aussi directement de la température: plus la température est basse plus le déplacement isotopique (è¹⁸O/¹⁶O) est grand.
   • des mesures nombreuses de concentrations isotopiques de l'eau dans différents milieux ont montré que l'eau de mer présentait un rapport ¹⁸O/¹⁶O remarquablement constant égal à 0,2% (mesuré avec une précision de l'ordre de 2 ppm (0,000001%) par spectrométrie de masse): ce rapport est appelé SMOW: Standard Mean Ocean Water.
   • 2 postulats: ni le SMOW ni le phénomène de fractionnement isotopique n'ont changé depuis le moment où l'on désire appliquer la méthode jusqu'à nos jours
   • des carottages DIFFICILES et ONÉREUX donc PEU NOMBREUX dans les glaces (Vostok est à 3500 m d'altitude avec des températures atteignant -89,7C !!!!) ou dans les sédiments par quelques milliers de mètres de fond
   • des mesures isotopiques CHERES et donc espacées le long de la carotte (environ 1 point de mesure par siècle...)
   • une DATATION par CHRONOLOGIE TRÈS RELATIVE des carottes de glace uniquement à partir de l'enneigement moyen de la région (10 cm à 2 cm de neige annuelle compactée par an) extrapolée sur toute la longueur de la carotte, on imagine la précision dont je n'ai pas trouvé de valeur...(la précision doit être bien meilleure pour les carottes sédimentaires grâce aux microfossiles mais, là encore, je n'ai pas de valeurs)
   • enfin, si l'on accepte toutes les étapes précédentes on a un paléothermomètre qui ne fonctionne qu'aux pôles (glaces) où sur les pentes d'une dorsale pas trop rapide (coquilles de foraminifères)
   • je souligne aussi le fait que les mesures isotopiques faites sur les inclusions fluides des glaces (bulles d'atmosphère fossile de la page 147) utilisent l'H et le D et non l'O mais je ne connais pas précisément la technique...on a relié les variations de la teneur en CO2 de l'atmosphère fossile avec la paléotempérature estimée... le lien est loin d'être évident, il semblerait que l'élément essentiel soit la productivité de la biomasse (plus la température baisse, plus la biomasse diminue, moins il y a de CO2 produit par respiration, la teneur atmosphérique en CO2 baissant alors...?).

• Les variations de climat du quaternaire sont reliées, comme toute variation climatique, à trois causes majeures:
  - la rotation de la terre (reconnues depuis 500.000 ans) et plus précisément des cycles apparents d'environ 10.000 ans dus à l'interaction entre les cycles de l'obliquité de l'écliptique ou inclinaison (qui ont une périodicité d'environ 40 000 ans - l'écliptique est le plan de l'orbite terrestre autour du Soleil ou, ce qui revient au même, le plan du mouvement apparent du Soleil par rapport à la Terre, et l'obliquité de l'écliptique est l'angle entre l'équateur et l'écliptique - eentre 23° 27' et 21°57') et de celui du périhélie (de périodicité voisine de 20 000 ans - le périhélie étant le point orbital d'une planète le plus proche du soleil). Plus l'angle entre la surface terrestre et le rayonnement solaire est obtu, moins le rayonnement est intense et plus le climat est froid.
  - la terre et l'atmosphère qui se comportent un corps noir (qui piège les rayonnements infrarouges du soleil) : les gaz dits à effet de serre piègent les rayonnements IR réémis par la terre (albedo)(voir page sur l'atmosphère): on parle ainsi de phénomène d'hystérésis de l'albédo (le terme hystérésis désignant le décalage dans l'évolution d'un phénomène physique par rapport à sa cause): on observe en effet un décalage dans le temps entre une période d'insolation maximale et une augmention du rayonnement thermique réémis. La contribution de l'atmosphère à l'effet de serre peut aussi varier en fonction de sa composition (par exemple en CO2 émis par respiration par les organismes vivants ou encore par combustion de matière organique par l'activité humaine: déforestation, carburants...). On peut aussi signaler le rôle des volcans dans l'émission de poussières qui diminueraient l'ensoleillement.
  - les océans ou plutôt le couplage océan-atmosphère (voir par exemple: L'origine des glaciations, Wallace Broecker, in L'atmosphère, Dossier Pour la Science, Hors série juin 1996, 28-34); la circulation des masses d'air (l'air chaud monte et l'air froid descend) est corrélable (même si les modèles sont extrêmement complexes, on s'en doute, notamment du fait de la fluidité de l'atmosphère) avec la température de surface des eaux marines, elle-même sous la dépendance de sa composition chimique. Par exemple la salinité de l'eau est essentielle: une eau chaude évapore plus d'eau et à tendance à se refroidir (la chaleur latente de vaporisation mesure cette énergie nécessaire pour évaporer de l'eau) tout en augmentant sa teneur en sel (le sel ne passe pas dans la phase gazeuse, il y a distillation), ce qui augmente aussi sa densité (le sel est plus dense que l'eau), ce qui tend à la faire s'enfoncer. Une eau douce de rivière, plus légère, se mélange mal à l'eau salée mais plus facilement à l'eau chaude de surface et tend à faire diminuer la teneur en sel du mélange. Globalement on a dans l'Atlantique une circulation des eaux chaudes et moins salées depuis le sud vers le nord, le long des côtes ouest de l'afrique et de l'europe, un réchauffement des masses d'air arctiques au nord puis un courant de retour d'eaux froides et salées du nord vers le sud le long de la côte est des amériques.
• Les variations du niveau marin sont reliées aux variations de plusieurs facteurs interdépendants :
  - le volume des glaces:
  Des méthodes isotopiques ont permis d'établir que les glaces quaternaires sont issues de précipitations (neige) d'eaux océaniques, le cycle de retour des eaux de ruissellement vers la mer étant trop court pour réalimenter le réservoir océanique. Ce qui implique que, lors des glaciations quaternaires, les calottes polaires ont grandis au dépens du réservoir océanique et inversement. Plus les glaces au niveau des montagnes et inlandsis augmentent plus le niveau marin diminue. Actuellement, le volume total de la glace est estimé à environ 25 à 30 millions de kilomètres cubes. Durant le dernier maximum glaciaire, vers 18 000 ans B.P., il est estimé (si l'on considère son extension géographique) à environ de 70 à 80 millions de kilomètres cubes. On aurait donc une augmentation d'une cinquantaine de millions de kilomètres cubes du volume de la glace ce qui correspondrait à une baisse de 120 mètres du niveau de la mer. Les marges continentales étaient alors partiellement émergées.
  - la tectonique: si la tectonique des plaques est un modèle très acceptable pour l'explication des périodes de transgression et de régression au cours des temps géologiques, le quaternaire est un temps trop court pour expliquer les variations souvent locales du niveau marin par des phénomènes de tectonique globale. Cependant les variations de longue période restent sous le contrôle du modèle global. On s'intéresse donc plus à des causes locales comme l'érosion ou la sédimentation, elles-mêmes sous la dépendance du climat (voir l'article de Pour La Science, 222, avril 1996). La subsidence influence ces deux processus. C'est un réajustement (réquilibrage) vertical par enfoncement de la surface du géoïde en fonction de la densité des terrains en un point donné (isostatisme); les variations qui intéressent le quaternariste sont essentiellement dues au poids des calotte glaciaires qui, en augmentant la masse des terrains en période glaciaire provoquent un réajustement par enfoncement (subsidence), phénomène qui peut être très décalé dans le temps (hystérésis).
  remarque:
  Le terme d'eustatisme (ou encore d'eustasie) désigne le phénomène responsable des variations générales du niveau moyen des mers, et l'on qualifie d'eustatique toute montée ou baisse de ce niveau lorsqu'elle a même amplitude dans toutes les régions du globe. Ce phénomène est bien évidemment le résultat de tous les phénomènes précédents et ne constitue pas en lui-même un phénomène nouveau. Actuellement on observe, sur le XXème siècle une remontée moyenne du niveau des mers de plus d'un millimètre par an.

3. La faune, la flore et l'homme

1. les diagrammes polliniques permettent parfois de reconstituer les associations végétales estivales
   (Remarques importantes:
   • cette méthode repose elle aussi sur un postulat paradoxal: les espèces dont on utilise le pollen ou les spores n'ont pas évolué (ni au niveau de leur pollen, ni au niveau de leur écologie...) il y a une analogie forte avec la notion de fossile de faciès...
   • cette méthode présente 2 limites:
     • lorsque l'on sait que la répartition actuelle des pollens est la même entre Omiakon ou Verkhoïansk en Sibérie ou au pied des Vosges, on comprend que le spectre pollinique ne permet d'apprécier les associations végétales qu'en saison chaude, la période hivernale semblant peu affecter la diversité des espèces.
     • la méthode des diagrammes polliniques nécessite une végétation diversifiée, et non désertique par exemple; en pratique elle est essentiellement limitée aux régions continentales européennes.
2. les fouilles préhistoriques, surtout développées dans les pays européens, ont mis à jour les restes d'une faune différente de la faune actuelle et associée à des fossiles humains (le problème de la définition d'un fossile humain sera abordée en enseignement commun). Le site de Roc-en-Pail est pris comme exemple à partir des vitrines du Muséum.

4. Une histoire du quaternaire en France

Visite au Muséum d'Histoire Naturelle d'Angers (salles de Paléontologie et de Préhistoire)

Conclusions sur cette partie:
On est entré de plein pied dans le domaine de la paléontologie, de la stratigraphie, de la reconstitution paléogéographique, des modèles climatiques ou géodynamiques... bref c'est de la vraie géologie et non plus une science expérimentale classique. L'actualisme est omniprésent et les méthodes d'étude du quaternaire de plus en plus sophistiquées mais il faut se méfier des interprétations simplistes et surtout du manque de données sur les incertitudes des mesures. L'idée que l'on se fait du quaternaire est certainement de plus en plus vraie, précise, mais ce n'est qu'une histoire...

II. L'homme modifie son environnement
Réinvestissement des connaissances de première S sur le cycle du carbone...

1. A l'échelle du milieu
Déforestation, surexploitation, pollution, disparition d'espèces et protection de la nature et de l'environnement ... mais aussi évolution des sociétés, des techniques, maîtrise de la planète... l'homme modifie profondément la nature, il peuple la terre. Ce n'est pas un jugement qui est porté sur l'activité de l'homme, c'est une mise en évidence de ses responsabilités à partir du constat des changements rapides observés au cours du Quaternaire.

2. A l'échelle de la planète

De la couche d'ozone à l'effet de serre et les différents modèles théoriques proposés (qui peut se permettre de juger de leur valeur ?), les enjeux économiques, politiques (où est la science ? ou plutôt, le scientifique peut-il être impartial dans le débat ?). Il me semble que l'on est dans le domaine de la science appliquée et non plus fondamentale. Si je suis conscient d'une certaine responsabilité, je ne suis pas persuadé de mes compétences... je verrais plutôt des collègues géographes et économistes participer au débat.

Un souhait auquel je m'associe de tout coeur: réhabiliter la géologie dans les programmes de terminale S
une réalité: la géologie demande du travail (beaucoup de travail) et peu nombreux sont les élèves qui souhaitent investir...
au travail !

Point de départ:

un film vidéo (peut-être le meilleur film pédagogique de géologie qu'il m'ait été donné de voir): "Oman, la plus belle ophiolite du monde" (CNDP)
EXPLOITATION:	Rechercher tous les éléments du film qui parlent du temps
	âge	Un des problèmes majeurs en géologie est la datation des roches et des phénomènes. On distingue datation "absolue" qui est en fait une datation expérimentale avec une certaine incertitude sur la mesure (elle utilise des couples d'isotopes instables, dont les phénomènes de décomposition servent d'horloge, et stables, qui servent de référence); et la datation relative qui est en fait une datation logique, basée sur un raisonnement entre les phénomènes géologiques successifs intervenant au niveau d'un gisement ou d'une lame mince.
	vitesse	La vitesse des phénomènes géologiques rend leur étude expérimentale difficile: les phénomènes de subduction ou d'obduction, comme la plupart des phénomènes à petite échelle, sont lents (quelques centimètres de déplacement par an)
	témoignage	Les roches sont les témoins du passé. Ce sont les objets de la géologie. Ainsi la géologie est fondamentalement une science du temps: elle est historique dans sa méthode, même si les phénomènes géologiques sont encore en train de se produire. Les méthodes de la géologie sont celles de l'histoire (voir pages méthode). Une grande part des techniques porte sur la datation des roches.
	péridotite déformée... gouttelettes figées par le refroidissement... la composition chimique ne va pas changer...	Les mécanismes géologiques (en fait chimiques, géochimiques, ou pétrologiques et minéralogiques) à l'échelle du minéral (ou de la roche) sont assez rapides et peuvent être étudiés expérimentalement. La minéralogie, la cristallographie, la pétrologie, la géochimie sont les sciences expérimentales à partir desquelles les "géologues" (on conçoit ainsi aisément que ces "géologues" soient avant tout des physiciens et des chimistes) élaborent des modèles expérimentaux qui vont servir à déchiffrer l'histoire des roches anciennes. On voit apparaître ici la nécessaire collaboration entre la géologie de laboratoire et la géologie de terrain. Les premiers sont des expérimentateurs et par là modèlisent (ils appliquent avec raison la méthode expérimentale), les seconds testent la validité des modèles en essayant de reconstituer l'histoire du globe, ce sont des naturalistes (plus observateurs qu'expérimentateurs ils doivent cependant raisonner, même s'ils n'appliquent pas directement la méthode expérimentale).
	fossiles	Un fossile est un objet géologique qui doit aussi être daté. La plupart du temps il est daté par datation relative, chaque fossile étant en place dans une couche que l'on peut elle-même dater par datation logique ("relative") ou expérimentale ("absolue")... Les nombreuses études sur les fossiles ont permis de dresser une échelle des temps géologiques où sont placés tous les fossiles: c'est l'échelle biostratigraphique (où sont associés les fossiles et un niveau géologique sédimentaire de référence qui représente le milieu de vie passé des fossiles: le stratotype), qui sert maintenant de référence.
CONCLUSION:	Quasiment tous les éléments du cours sur le thème sont en place...

Le cours s'organisera de la façon suivante: les sujets des annales des années précédentes seront étudiés en cours. A chaque point d'analyse posant un problème un "rappel" de cours ou des notions essentielles sera fait. Sur ces pages, seuls les points de "rappels" vus en cours seront proposés.

Les mouvements en géologie
Un mouvement peut être considéré comme un déplacement de matière. On peut distinguer deux types de mouvements: des mouvements continus, qui se font sans rupture d'homogénéité: à grande échelle, un métamorphisme avec recristallisations sans apparition d'un magma, à petite échelle, un pli; et des mouvements discontinus, qui se font avec une perte de cohérence, une rupture: à grande échelle, une fusion avec apparition de liquide magmatique dans une roche, et à petite échelle, une faille par exemple. On peut aussi séparer les mouvements selon qu'ils se réalisent dans des liquides ou dans des solides (les gaz sont certainement aussi intéressants mais dépassent un peu le niveau de ce cours). C'est cette deuxième présentation que nous choisirons.
dans un liquide	Deux grands types de liquides peuvent être distingués en géologie: l'eau et les magmas
	eau	en surface des continents, l'eau intervient avec les précipitations (elle peut aussi intervenir sous forme de vapeur d'eau avec les circulations atmosphérique) mais surtout comme un agent d'érosion avec un effet mécanique (ruissellement, ravinement, voir par exemple le diagramme de Hjülstrom proposé en 1ère S: mais aussi alternance gel-dégel dans la fracturation) et un effet chimique (mise en solution des composants minéraux des roches...)
		dans les masses d'eau océaniques (ou continentales à un degré moindre), on observe aussi des mouvements comme les marées, les courants et les tempêtes mais aussi des variations plus globales du niveau marin comme les transgressions-régressions par exemple. On observe aussi tout simplement la sédimentation, dépôt du sédiment (biogène,détritique ou chimique) dans un environnement donné qui, par diagénèse (ensemble des transformations qui permettent le passage d'un sédiment à une roche) donnera une roche sédimentaire dans laquelle on pourra retrouver des figures sédimentaires permettant d'apprécier les conditions de depôt du sédiment qui lui a donné naissance. C'est le faciès de la roche sédimentaire qui peut être défini comme "l'ensemble des conditions de depôt du sédiment qui a donné naissance à cette roche".
	magma	les magmas montent : ils sont chauds et moins denses que la roche solide dont ils sont issus et montent vers l'air libre à la faveur de fissures souvent de taille extrêmement petite. Leur origine peut être probablement très profonde (interface manteau-noyau), profonde (zone à faible vitesse située sous le manteau supérieur) ou peu profonde (chambre magmatique à la limite croûte-manteau supérieur). Dans chaque cas, selon le pourcentage de fusion de la roche originelle, le magma a une composition chimique et un comportement différent (pensez au film "Oman , la plus belle ophiolite du monde"). Un magma qui cristallise en profondeur et lentement donne une roche plutonique (pluton massif, filon...) entièrement cristallisée (roche "cristalline"). Un magma qui monte plus vite et cristallise rapidement en surface donne une roche volcanique (coulée, cendres, lapillis, bombes...selon la viscosité et le degré plus ou moins explosif de l'éruption, notamment du à la présence éventuelle d'eau) qui posséde parfois de gros cristaux (phénocristaux) dans une pâte non cristallisée (verre).
dans un solide	A l'échelle de la roche	Le métamorphisme est une réorganisation de la matière à l'état solide (sans passer par l'état liquide). Les mouvements d'éléments chimiques se font à composition constante pour la roche glogale (on parle de mécanismes isochimiques). Il y a cependant départ d'eau et souvent de gaz. Corrélativement aux nouveaux arrangements minéralogiques on peut observer un litage minéralogique, c'est-à-dire une disposition des minéraux en lits dans le plan perpendiculaire à la direction de contrainte maximale (c'est-à-dire un plan horizontal dans le cas d'un métamorphisme d'enfouissement dit aussi métamorphisme régional). On peut aussi observer une foliation qui correspond à la formation de plans de dislocations (déformation discontinue) parallèles aux précédents.
	A l'échelle de l'affleurement ou de la carte géologique	On distingue, là aussi, deux types de déformations qui affectent la croûte (c'est l'objet d'étude de la tectonique): le comportement ductile (déformation continue) qui donne lieu à des plis : un pli peut former une antiforme si le bombement est vers haut (bosse) et une synforme si le bombement est vers le bas (creux); les deux structures classiques en terrain sédimentaire plissé étant le synclinal avec les roches les plus récentes au centre encadrées par des roches plus anciennes et l'anticlinal avec des roches plus anciennes au centre encadrées par des roches plus récentes de chaque côté. Les plis peuvent bien sûr être plus ou moins ressérés et même donner lieu à des plis couchés qui peuvent aller jusqu'au pli faille, au pli chevauchant ou au chevauchement de type nappe de charriage mais dans ce cas on a une déformation discontinue... le comportement cassant (déformation discontinue) qui donne naissance à des ruptures par libération brusque des contraintes: c'est la faille qui est un plan de rupture (elle est dit normale lorsque le miroir dégagé par le jeu de la faille regarde vers le ciel - on a dans ce cas une faille en extension ; et inverse dans le cas où ce miroir regarde vers le sol (le compartiment surelevé est alors en surplomb au-dessus du compartiment abaissé) - on a alors une faille en compression ; il existe des failles verticales qui peuvent n'avoir qu'une composante horizontale de déplacement : on parle de failles de coulissage ou de décrochement ; le jeu d'une faille peut avoir une composante verticale et une composante horizontale; la pente de la faille mesurée selon la ligne de plus grande pente est appellée le pendage). Certaines failles sont courbes comme les failles listriques des marges continentales.Les failles sont rarement seules et forment des systèmes complexes. Deux systèmes de failles de pendage opposé encadrant un compartiment abaissé délimitent un grabben ou fossé d'effondrement.

La datation en géologie
Datations expérimentales toutes les datations expérimentales doivent être faites sur des objets matériels (minéral, roche, inclusion fluide...) et les résultats fournis avec une incertitude	Datation isotopique
	UNE LOI expérimentale... On utilise des couple d'isotopes (l'un instable et l'autre stable) et des isotopes stables de référence. Un élément isotopique père (P) instable (radiogène) se transforme en un élément fils (F) stable (radiogénique) par émission de particules alpha (noyaux d'He), bêta (électrons) ou gamma (photons), selon une loi de désintégration qui est fonction du temps. Sa formule générale est dP/dt = P l où dP est le nombre d'atomes qui se désintégrent par radioactivité, dt est l'intervalle de temps considéré et l (lambda) est la constante de désintégration propre à chaque élément radioactif. La résolution de l'équation différentielle ci-dessus donne : P = Po. e-lt, où Po est la quantité initiale d'élément père à la fermeture du système. On peut extraire t qui est donné par la formule: t = 1/l ln[Po/P]. Si on note F la quantité d'élément radiogénique fils présent à l'instant t dans le système fermé et Fo la quantité initiale de cet élément fils à la fermeture du système, on a F=Fo+(Po-P) puisque tout l'élément père disparu (Po-P) a été transformé en élément fils. La formule précédente devient donc F = Fo + P( e-lt-1) d'où t=1/l.ln [(F-Fo+P)/P]. On utilise habituellement la période T (ou demie-vie) qui est le temps nécessaire pour que la moitié de la masse initiale de l'élément père ait disparu (donc lorsque P=Po/2) soit T = 1/l ln2, qui peut donc se déduire de la constante l. Pour mesurer l'âge d'une roche on utilise l'une ou l'autre des formules (après avoir déterminé expérimentalement l dans un système actuel expérimental "totalement" contrôlé), en faisant des APPROXIMATIONS: - Fo/P très petit devant 1+F/P dans la formule t = t=1/l.ln [(F-Fo+P)/P] : on estime t en dosant seulement la quantité d'élément père (P) et celle d'élément fils (F); - Po très grand devant P ou Po supposé connu; on calcule t avec la formule t = 1/l ln[Po/P], en dosant Po et P dans l'échantillon. C'est la cas par exemple du carbone 14 qui est constamment régénéré dans l'atmosphère par l'action du rayonnement cosmique sur les noyaux d'azote. La teneur en C14 de l'atmosphère est donc supposée constante (14C/12C constant). Remarques: * Lorsque l'on travaille avec un couple d'isotopes: l'un instable (P,Po, F, Fo), l'autre stable (S), on utilise la même loi de décomposition radioactive mais on rapporte la quantité d'élément fils à la quantité de l'élément stable, supposée constante. On obtient donc F/S= Fo/S + (P/S)( e-lt-1). PAR APPROXIMATION on suppose alors que le rapport Fo/S n'a pas changé au cours du temps (pas de réaction chimique autre que la désintégration radiocative par exemple...). Si l'on trace F/S en fonction de P/S on a donc une droite de pente ( e-lt-1), ce qui nous donne accès au temps puisque l'on connaît la constante radiocative du couple P/F , et l'ordonnée à l'origine est Fo/S. * l'élément fils est parfois lui-même radiogène. Pour atteindre le temps on fait encore des approximations en supposant que le temps peut être calculé tant que l'équilibre, entre la quantité d'élément fils produit et la quantité d'élément fils détruit, n'est pas atteint : c'est la méthode du déséquilibre radioactif... DEUX POSTULATS... Cette loi est expérimentale, c'est-à-dire établie à partir d'échantillons actuels est supposée valable par le passé: l'actualisme est donc un premier postulat. On a donc cependant un deuxième postulat: le système ne s'est pas réouvert depuis sa fermeture. En d'autres termes, la disparition de l'isotope père ne se fait que par radioactivité. Ce postulat devrait toujours être précisé quand on s'adresse à des élèves. DES INCERTITUDES... L'incertitude dépend d'une part de l'élément considéré et de sa constante radioactive (certains isotopes sont adaptés à la mesure d'objets très anciens (238U par exemple), d'autres très récents (14C par exemple)). Voici un tableau qui donne quelques périodes pour quelques couples (in Géologie, objets et méthodes, J.Dercourt et J.Paquet, Dunod, 1992): Eléments radiogènes Eléments radiogéniques Type de radioactivité Période (T) en années 238U 206Pb a 4,468.109 235U 207Pb a 0,704.109 232Th 208Pb a 14,01.109 40K 40Ar + 40Ca g 1,25.109 87Rb 87Sr b 48,8.109 14C 14N b 5,568.103 147Sm 143Nd a 1,06.1011 Représentation graphique schématique d'un loi théorique de désintégration radioactive Le domaine bleu est un domaine où une erreur de concentration (delta P) n'a que peu d'incidence sur la valeur de t estimée (delta t) , alors que le domaine vert est un domaine où la valeur de t est très incertaine , la moindre erreur sur la détermination de P (delta P) provoquant une erreur très importante sur l'estimation de t (delta t). L'incertitude dépend d'autre part de la quantité d'élément radioactif dans l'objet analysé: la mesure de concentration se fait à l'aide d'un spectromètre de masse. L'incertitude de cette mesure est d'autant plus faible que la teneur en élément est grande. Pour une description de la méthode voir par exemple Géologie, objets et méthodes, J.Dercourt et J.Paquet, Dunod, 1992, p 31-32. Il est à déplorer qu'aucune incertitude ne soit donnée, ici encore. La sensibilité d'un spectromètre de masse, plus petite quantité de matière qu'il puisse détecter est de l'ordre de 10-15 g.
	Il existe d'autres méthodes de datation expérimentales comme par exemple la datation par thermoluminescence... je n'ai pas le temps de les présenter ici...
Datation logique ou datation relative Cette méthode consiste à comparer logiquement des objets (matériels ou formels) entre eux et en déduire des relations relatives à leur chronologie.	Toute datation logique ou relative repose sur le principe de l'actualisme et sur d'autres principes que l'on peut essayer de dégager (essentiellement à partir de Géologie, objets et méthodes, J.Dercourt et J.Paquet, Dunod, 1992, pp 247 et s. - on pourra aussi se reporter au manuel scolaire de spécialité de Nathan mais seuls les principes géométriques y sont exposés):
	le principe de superposition (stratigraphique) Une couche sédimentaire est plus récente que celle qu'elle recouvre C'est le principe le plus utilisé en stratigraphie, c'est-à-dire dans la science qui étudie le dépôt des roches sédimentaires en strates (couches) successives. Il est évident que ce principe n'est qu'une conséquence d'une loi expérimentale simple: les sédiments actuels se déposent dans les bassins sédimentaires (et secondairement dans les lacs et autres masses d'eau continentales) selon la loi de la gravité, en couches horizontales. Ne pas oublier qu'un sédiment (sauf rares exceptions) se dépose dans l'eau qui est par définition horizontale. Pour que l'horizontalité ait été préservée au cours des temps géologiques, il faut supposer qu'il n'y a pas eu de phénomène tectonique qui vienne la modifier. On doit donc tenir compte de critères de polarité qui sont des indices certains du sens de la couche: par exemple des terriers d'animaux fouissseurs, des marques de ruissellement orientées ou de chenaux fossiles (stratification entrecroisée), des coquilles d'animaux en position de vie...etc. Dans le "principe de recouvrement" on généralise à toute structure se développant dans un plan et qui est déposée selon la loi de la gravité. En voici une généralisation que l'on pourrait appeller : le "principe de recouvrement" Une structure (couche sédimentaire ou volcanosédimentaire ou coulée volcanique...) qui en recouvre une autre est postérieure à cette dernière Des applications très importantes de ce principe sont la notion de concordance stratigraphique et de discordance stratigraphique: deux couches sédimentaires en continuité géométrique (placées l'une au-dessus de l'autre) et disposées parallèlement selon un axe vertical sont dites concordantes. S'il existe un angle entre ces deux couches selon le même axe, elles sont dites en discordance angulaire. Une discordance angulaire fait supposer une variation de l'horizontalité entre le dépôt des deux couches et donc un phénomène tectonique qui a modifié l'horizontalité de la première couche déposée. Il y a très souvent des lacunes de sédimentation (c'est-à-dire une absence d'enregistrement sédimentaire) entre les deux couches présentant une discordance angulaire.
	le principe de continuité (stratigraphique) Une couche sédimentaire limitée par un plancher (à la base) et par un toît (au sommet) et définie par un faciès donné (ensemble des conditions de dépôt du sédiment ayant donné naissance à la roche) est de même âge en tous ses points. Ce principe est à la base des corrélations que l'on peut faire entre couches estimées de même âge mais situées à des endroits différents. En progressant de proche en proche, ce principe permet donc d'envisager des reconstitutions paléogéographiques locales puis régionales et enfin mondiales. Bien évidemment il ne s'agit pas de suivre mondialement la même couche mais de définir les limites géographiques de celle-ci. Il existe quelques cas particuliers où l'on observe des variations latérales de faciès notamment par exemple lorsque l'on se trouve sur la marge d'un bassin sédimentaire. En voici une généralisation que l'on pourrait appeller : le "principe d'extension" Deux structures voisines (couches sédimentaires ou volcanosédimentaires ou coulées volcaniques...) présentant les mêmes caractères lithgologiques et/ou biologiques (faciès lithologique et biologique) sont de même âge et formaient par le passé une structure continue. Dans la pratique, pour un élève de terminale, ce principe est appliqué par exemple lorsque l'on étudie des cartes géologiques. Les cartes appliquent toujours ce principe dans leur représentation et si on observe en deux endroits de la carte des terrains de même âge et de même faciès (même code couleur et même nom) ces deux terrains formaient certainement une couche continue avant leur érosion ou leur remaniement tectonique éventuel. Les variations latérales de faciès sont toujours signalées dans la notice de la carte géologique. Il est important de noter que la carte géologique est déjà une interprétation des données de terrain et donc qu'elle respecte toujours les principes énoncés ici.
	le principe d'identité paléontologique Deux couches ou deux séries de couches sédimentaires de même contenu paléontologique en fossiles stratigraphiques (fossiles caractérisés par une extension géographique maximale et une extension chronologique minimale) ont le même âge. Les fossiles, restes d'organismes vivants, par comparaison avec les espèces actuelles et en accord avec le faciès lithologique (faciès déterminé à partir de l'étude des minéraux de la roche sédimentaire seuls) permettent de reconstituer le faciès biologique et donc d'avoir une idée de ce que pouvait être le milieu de vie de ces animaux lorsqu'ils vivaient (paléogéographie) : en ce sens ce sont des fossiles de faciès (un "bon" fossile de faciés doit être spécifique d'un milieu le plus restreint possible (le mieux défini du point de vue des ses paramètres environnementaux) mais par contre avoir une extension chronologique maximale, c'est-à-dire pouvoir être retrouvé pendant un intervalle de temps le plus long possible). Mais ils permettent aussi de réaliser des corrélations de datations de couches parfois très éloignés géographiquement. Un fossile stratigraphique parfait aurait ainsi une extension géographique mondiale pour une extension verticale minimale (c'est-à-dire qu'on ne le retrouverait que dans une seule couche d'âge très précis). Ce principe, ainsi que le principe de continuité, ont permis d'établir une échelle biostratigraphique qui s'efforce d'être mondiale. En de nombreux points du globe ont été définies des formations (ensemble de couches sédimentaires) repères dont la lithologie et le contenu biologique servent de réference à une période donnée de l'échelle des temps géologiques. A chaque stratotype (par exemple la formation de Thouars (Thoarcium en latin) dans les Deux-Sèvres) on fait correspondre un étage (nom du stratotype affecté du suffixe "-ien" : le Toarcien, pour notre exemple, compris entre -186 et -179 millions d'années; voir Bordas TS, spécialité, p 95 et s.).Les limites feront l'objet de discussions dans le cadre de l'enseignement commun à propos d'un exemple: la crise crétacé-paléocène.
	le principe de recoupement Toute structure qui en recoupe une autre est postérieure à cette dernière. Ce principe est très général et s'applique aussi bien à des failles qui recoupent des terrains sédimentaires ou volcaniques, des plis qui impliquent des couches d'âges variés ou des mécanismes plus difficiles à cerner comme l'érosion ou le thermométamorphisme (auréole de métamorphisme autour d'un pluton). On peut aussi l'appliquer à des structures minérales à l'échelle de la lame où des minéraux imbriqués les uns dans les autres permettent de proposer un ordre de cristallisation.
	le principe d'inclusion Toute structure incluse dans une autre lui est antérieure. Ce principe est très général et s'applique aussi bien à des galets inclus dans une brèche, ou à l'échelle de la lame mince, à des minéraux dont l'ordre de cristallisation peut être déduit à partir de cette relation.
Dans la pratique les méthodes se complétent et l'on utilise les deux approches de façon étroitement imbriquées. L'échelle biostratigraphique mondiale s'efforce de tenir compte de toutes les données acquises par toutes les méthodes.

Comme il me l'a été demandé, voici un petit lexique sur les roches à l'usage de l'élève de terminale. Vous pouvez aussi vous reporter au "Dictionnaire de géologie", A. Foucault et J.F. Raoult, Masson, 1992 (3ème édition)

Une roche est fondamentalement un matériau de l'écorce terrestre composé d'un assemblage de minéraux. Pour un géologue c'est un caillou, même si certaines roches peuvent être plastiques (argile) ou même liquides (pétrole). L'étude des roches est la pétrographie.

Un minéral est un assemblage d'atomes ordonnés formant une espèce chimique naturelle. Pour un naturaliste, un beau minéral est un solide bien cristallisé (un cristal), même si un minéral refroidi trop vite donne un verre amorphe non cristallisé. L'étude des roches est la minéralogie qui fait appel à la cristallographie et à la cristallochimie.

Les roches sédimentaires sont issues d'un sédiment par diagénèse. Les sédiments se déposent dans les bassins sédimentaires (et donc dans l'eau de mer), sauf quelques sédiments lacustres (de lacs non salés) ou franchement terrestres (éboulis, sédiments glaciaires comme le loess...). Un sédiment est une accumulation d'éléments d'origine biologique, minérale et chimique. Le sédiment est un milieu de vie, il comporte encore une grande quantité d'eau. Au cours de la diagénèse (augmentation de la pression et de la température par enfouissement), l'eau est expulsée et la vie se raréfie. Les roches semblent contenir des bactéries ("Les micro-organismes de l'intérieur du Globe", James Fredrickson et Tullis Onstott, La Recherche, 230, décembre 1996), même jusqu'à 2,8 kilomètres de profondeur. les éléments d'origine biologique (squelettes, coquilles, tests, fragments de végétaux....) et de la précipitation par les organismes vivants d'éléments chimiques (calcaire et silice essentiellement) semblent être présents dans toutes les roches sédimentaires. les éléments minéraux issus de la dégradation d'autres roches (éléments détritiques) par l'érosion essentiellement et accumulés dans les bassins à la suite de leur transport par les fleuves peuvent être en plus ou moins grande quantité. Des éléments minéraux d'origine volcanique explosive (pyroclastique ou volcanosédimentaire) comme des cendres peuvent aussi former des couches sédimentaires très épaisses ou se mélanger à des particules d'autres origines. les éléments de précipitation chimique pure forment parfois de grandes accumulations exploitées par l'homme (mines de roches nommées évaporites car issues de l'évaporation de l'eau de mer comme par exemple le sel de mer : chlorure de sodium (NaCl ou halite) ou le gypse...). Une roches sédimentaire est souvent un mélange d'éléments de différentes tailles et de différentes origines, ce qui fait que les classifications sont variées. Chacune, mettant l'accent sur quelques propriétés, est utilisée par tel ou tel spécialiste. Nous n'en donnerons aucune. Sédiment Roche sédimentaire nom de la roche minéraux sable calcaire calcaire dolomie calcaire oolithique (formé de petites concrétions sphériques probablement d'origine bactérienne en milieu agité: plage des Bahamas... notre prochain voyage d'études de spécialité) calcite ou aragonite (CaCO3), dolomite (Ca,Mg)CO3) par remplacement partiel du Ca dans la calcite sable siliceux grès (roche solide), sable (roche meuble) quartz (SiO2) sable coquiller calcaire coquiller calcite (CaCO3) sable calcaire avec beaucoup d'argile ("vase" ou boue) marne (35 à 65% d'argile) calcaire marneux (- de 35% d'argile) argiles (Si,AL, Fe, Mg SiOx) calcite (CaCO3) argile (vase ou boue) pélite (argilite, siltite...) argiles (Si,AL, Fe, Mg SiOx) boue calcaire (boue carbonatée) (au-dessus de la CCD: profondeur de compensation de la calcite: Calcite Compensation Depth) calcaire fin calcaire lithographique (grains très fins, utilisé dans l'imprimerie autrefois) argiles (Si,AL, Fe, Mg SiOx) calcite (CaCO3) boue siliceuse des très grands fonds (au-dessous de la CCD et en dessous de la SCD: Silice Compensation Depth) radiolarite, jaspe quartz, calcédoine, opale (SiO2) boues à Diatomées (petits algues unicellulaires enfermées dans un frustule ornementé) lacustre ou océanique des grands fonds diatomite quartz, calcédoine, opale (SiO2) galets pris dans un ciment plus fin, sableux ou argileux conglomérat : poudingue (éléments arrondis) ou brèche (éléments anguleux) .... éléments pyroclastiques (cendres (Ø<2mm), lapillis(2<Ø<66mm), blocs(Ø>66mm)) avec les mêmes limites de taille des éléments: cinérites, tufs, brèches volcaniques

Les roches magmatiques sont issues d'un magma. Elle peuvent avoir refroidi lentement et en profondeur, elles sont alors bien cristallisées (on parle de roches cristallines): ce sont les roches plutoniques. Ou bien elles peuvent aussi avoir été déversées ou projetées par explosion en surface et donner ainsi des roches volcaniques en coulées (plus liquides) ou en amas, pitons ou cheminées (laves plus visqueuses), ou en dépôts de cendres ou autres produits de plus grande taille (cendres< lapillis<bombes). Certaines roches volcaniques solidifiées trop vite n'ont pas cristallisé et donnent des verres (roches vitreuses). Quelques roches magmatiques : roches plutoniques et roches volcaniques pôle alcalin (Na, K)... roche claire et visqueuse pôle saturé (acide) très riche en silice Avec du quartz (SiO2) Sans quartz pôle sous-saturé moins riche en silice roches à minéraux CLAIRS abondants Feldspaths alcalins (K) et Plagioclases sodiques (Na) granodiorite rhyo-dacite syénite trachyte granite rhyolite diorite andésite Plagioclases calciques (Ca) gabbro quartzique basalte tholéitique gabbro basalte roches à minéraux SOMBRES dominants Amphibolites, Pyroxénolites, Péridotites pôle basique (Ca, Mg, Fe)... roche sombre et fluide Pour voir si vous avez bien compris le principe de ce tableau, testez-vous: Question 1: Quelle différence y-a-t-il entre un basalte et un gabbro ? Question 2: Citez une roche volcanique qui donne souvent des dépôts de cendres lors d'explosions volcaniques et qui a la même composition chimique que le granite ? Réponses Question 1 Question 2 Question 3 Question 4 Question 3: Peut-on voir des cristaux de quartz dans une lame mince (coupe fine de roche polie) de basalte ? et de basalte tholéitique ? de granite ? et de syénite ? Si oui, quelle peut être leur taille ? Question 4: Les roches magmatiques sont d'autant plus visqueuses qu'elles sont alcalines et claires (et d'autant plus fluides qu'elles sont basiques et sombres). Quel roche volcanique formera plus facilement une coulée ?

Les roches métamorphiques sont issues soit de roches sédimentaires (roches paramétamorphiques), soit de roches magmatiques (roches orthométamorphiques), soit encore de roches déja métamorphisées (roches polymétamorphiques). Le domaine du métamorphisme dans lequel les roches subissent donc un métamorphisme, c'est-à-dire une transformation à l'état solide, se situe entre le gradient géothermique le plus faible (6 °C par kilomètre) et le solidus du granite hydraté (apparition du magma). Position du métamorphisme dans un diagramme P, T. (en pointillés bleu : les géothermes de gradient 6°C.Km-1 et 30°C.Km-1- en rouge: le solidus du granite hydraté - en vert : les silicates d'alumine (coordonnées du point triple= 5Kbar - 600°C) - en orange : quelques minéraux marqueurs du métamorphisme). Il est rare que l'on puisse déterminer si une roche métamorphique vient de la transformation de telle ou telle roche (roche d'origine) à telle ou telle pression et température (trajet en P, T de la roche, c'est-à-dire son histoire métamorphique). Les noms des roches métamorphiques sont donc souvent assez généraux. Ils sont précisés en ajoutant le nom de minéraux marqueurs qui peuvent être visibles soit sur l'échantillon à l'oeil nu soit sur une lame mince.Voici quelques noms que vous ne pouvez ignorer: Quelques roches métamorphiques.. Quelques minéraux du métamorphisme schiste toute roche métamorphique présentant une schistosité c'est-à-dire des plans de débitage donnant un aspect feuilleté à la roche minéraux argileux: séricite, chlorite, biotite   autres minéraux marqueurs: grenat, staurotide...   silicates d'alumine de formule : (SiAl2O5): sillimanite, andalousite, disthène micaschiste roche métamorphique présentant une schistosité et une foliation (schistosité minéralogique correspondant à des accumulations de minéraux le longs de plans). Riche en lamelles de micas (brillantes) visibles à l'oeil nu. gneiss roche métamorphique à foliation très nette caractérisée par des alternances de lits de teinte sombre (riches en minéraux ferromagnésiens) et de lits clairs (quartz et feldspaths). marbre roche métamorphique calcaire à grains fins présentant ou non des veines colorées correspondant à différents minéraux argileux. Proviennent de calcaires ou dolomies. amphibolite pyroxénite roches métamorphiques sombres où dominent les amphiboles ou les pyroxènes. Elles peuvent provenir d'argiles sédimentaires, de basaltes ou encore de gabbros. cornéenne roche spécifique du métamorphisme de contact présentant une dureté importante et une cassure à l'aspect corné. Elles peuvent provenir d'un grand nombre de roches sédimentaires ou magmatiques.

En guise de conclusion sur le temps en géologie deux idées fortes :

Le temps est abstrait ET réel, donc mesurable (ce qui est l'objet de la physique, science expérimentale). Mais il passe : à peine mesuré, il est passé, il est histoire. Dès lors il devient insaisissable. Notre connaissance expérimentale, en acte, ne peut atteindre que le présent. Mais le présent ne dure qu'un instant et nous nous tournons vers l'avenir. C'est donc là le vrai travail du géologue : établir un modèle, à partir de l'analyse du passé. Un modèle soumis à l'expérience et donc résolument tourné vers l'avenir car explicatif. Et c'est encore le temps (qui sera devenu histoire) qui jugera de sa validité... en quelque sorte une méthode expérimentale à la portée de géants qui n'ont pas peur d'établir des modèles où le temps se compte en millions d'années.

La vie est un phénomène trop imprévisible, insaisissable et le géologue peut parfois être tenté de la mépriser ou au moins de l'ignorer. Mais la vie rejoint le géologue partout. Elle est présente dans les fossiles (et comment faire de la paléontologie sans étudier la biologie de groupes actuels ressemblant le plus à ces fossiles ? - c'est une nouvelle science que l'on appelle : l'actu-paléontologie...une spécialité du Laboratoire de Géologie d'Angers), elle est présente dans de nombreux mécanismes chimiques qui se découvrent petit à petit biochimiques (les bactéries découvertes dans des roches profondes, des météorites en cours d'altération....encore une spécialité d'un chercheur de l'Université d'Angers), la vie est partout sur terre. Le géologue a tout à gagner à devenir un bio-géologue. En ce sens, la dénomination de la matière : sciences de la vie et de la terre, est assez juste. Mais n'est-ce pas revenir aux sciences de la nature ou sciences naturelles que l'expérimentateur a cru pouvoir abandonner au profit d'une géologie plus physique, plus propre... !