Méthodes de datation relative, numérique et absolue

La datation des matériaux permet d’attribuer des âges à certaines formations.

Les méthodes anciennes (

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C, dendrochronologie) permettent de dater la matière

organique alors que les méthodes plus récentes permettent de dater des minéraux

(thermoluminescence, isotopes cosmogéniques). On utilise également des

courbes de référence (isotopes stables des glaces groenlandaises ou des sédiments

lacustres, paléomagnétisme des sédiments lacustres) pour caler les observations

régionales sur des signaux climatiques globaux.

Les repères relatifs

L’approche morpho-stratigraphique  : L’agencement des morphologies

glaciaires (et périglaciaires) dans l’espace et selon leur altitude est largement

utilisée dans les reconstitutions des luctuations glaciaires, en particulier pour les

Fig. 4.3 : Extrait de la carte géomorphologique du vallon de Nant. A. Carte

géomorpho-logique sur fond de carte. B. Carte géomorphogéomorpho-logique sur fond de carte MNT ombré.

C. Fond MNT ombré. Cartographie : G. Petremand, S. Martin et A. Perret. Fond de carte

Swisstopo.

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périodes du Tardiglaciaire et de l’Holocène (Maisch, 1982; Schoeneich, 1998a; Le

Roy, 2012; Scapozza, 2013). Cette méthode consiste à identiier puis à hiérarchiser

les marqueurs de position glaciaire ain de reconstituer les luctuations glaciaires.

Cette approche peut-être complétée par le calcul de la dépression de la ligne

d’équilibre glaciaire depuis le Petit Age Glaciaire, pour chacune des luctuations

reconstituées. On infère de la valeur ainsi obtenue la correspondance de la

position considérée à un stade glaciaire de référence pour la zone d’étude. Le

calcul de la DLEG peut se baser sur plusieurs formules, par exemple, celle qui

considère la surface glaciaire (Accumulation Area Ratio (AAR)) (Gross et al., 1976).

La géométrie glaciaire quand à elle est reconstituée sur la base de la position de

cordons morainiques frontaux, dans le meilleur des cas.

Cette méthode présente l’avantage d’être peu coûteuse et relativement facile

à utiliser. Elle connaît cependant plusieurs inconvénients. Par exemple, les

morphologies glaciaires doivent être reconnues avec certitude pour éviter de

reconstituer des glaciers qui n’ont jamais existé ou encore les limites attribuées aux

glaciers reconstitués sont toujours estimées sur la base de la topographie actuelle,

etc.

Les chronologies isotopiques marines, groenlandaises et lacustres : Depuis

les années 1970, la mesure du rapport entre les isotopes stables d’oxygène

16

O et

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O permet de reconstituer les variations du volume des glaces continentales. Des

carottes de sédiments marins profonds ont livré des courbes isotopiques montrant

non pas quatre mais un minimum de 12 glaciations quaternaires (Prell et al., 1986).

Plus récemment, l’analyse des isotopes d’oxygène a été appliquée aux glaces de

la calotte groenlandaise, très stables, qui donnent une résolution à l’année ou à

la décennie. Depuis, la notation des périodes glaciaires et interglaciaires se fait

de plus en plus en référence aux stades isotopiques (SIO) et moins aux quatre

glaciations déinies par Penck et Brückner (1909). Dans ce système, les périodes

froides obtiennent des nombres pairs et les périodes chaudes des nombres impairs.

Certains stades sont divisés en luctuations secondaires.

Les mêmes isotopes ont été mesurés dans les sédiments lacustres. L’intérêt de cette

méthode est la très bonne concordance obtenue entre ces trois environnements

(mer, calotte, lac), ce qui permet d’interpréter les courbes isotopiques comme des

signaux valables pour l’ensemble du globe.

La téphrochronologie : Les éruptions volcaniques qui provoquent la formation

de grandes quantités de cendres peuvent être repérées sur de très grandes

distances. La signature chimique des chaque volcan est identiiable. Les éruptions

importantes sont donc enregistrées dans certains sédiments lacustres et palustres.

Un indicateur européen bien repérable est l’éruption du Laacher See (Allemagne)

qui s’est produite vers 11’000 BP. La découverte de ce niveau de cendres permet de

ixer un âge repère dans une série sédimentaire (Vial, 1976; Schoeneich, 1998a).

Les chronologies palynologiques  : Les palynologues reconstituent les

paléoenvironnements climatiques grâce aux assemblages de pollens fossiles

contenus dans les sédiments. Outre les proils polliniques qui peuvent être

utilisés pour corréler des séries sédimentaires, des biozones ont été déinies en

ce qui concerne l’évolution du climat au Tardiglaciaire (Welten, 1982; Ammann

& Lotter, 1989). Cette nomenclature est également utilisée dans les travaux de

reconstitution des stades glaciaires (Blavoux & Brun, 1966; Guiter, 2003).

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-Géopatrimoines des trois Chablais

Le paléomagnétisme  : Certains types de sédiments enregistrent, au moment

de leur dépôt, la position du nord magnétique. Ce dernier variant dans le temps

en intensité et en inclinaison, des courbes de référence ont pu être reconstituées

sur certaines séquences lacustres. Elles offrent des possibilités de corrélation et de

datation (Schoeneich, 1998a).

Les repères numériques

Le carbone 14 : Cette méthode permet de mesurer l’âge des matériaux organiques

grâce à la désintégration du

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C qui suit la mort de l’organisme. Elle est pratiquée

depuis les années 1960 et largement utilisée pour dater les interglaciaires

et interstadiaires alpins (par ex. Blavoux, 1965; Arn, 1984; Triganon, 2002).

Plusieurs modiications y ont été apportées au fur et à mesure du développement

d’autres méthodes de datation, comme la dendrochronologie. Les âges bruts

sont maintenant calibrés (Stuiver & van der Plicht, 1998) pour approcher plus

précisément des âges calendaires mais certaines périodes sont encore afligées

d’une marge d’erreur importante (par exemple la période comprise entre 10’500

et 8’000 BP). Une meilleure technologie à rendu possible des mesures sur de très

petites quantités de matière organique (Accelerator Mass Spectrometry AMS).

Certains matériaux et environnements sont considérés comme pouvant induire

un biais dans la mesure comme le collagène que l’on retrouve dans les os fossiles

(Schoeneich, 1998b) et les milieux riches en carbonates (effet d’eau dure). Il

faut également prêter attention au fait que les âges sont indiqués en années BP

(before present), le « présent » étant ixé par convention à 1950. Finalement, cette

méthode ne permet pas de remonter au-delà de 40’000 BP.

Les isotopes cosmogéniques (Surface Exposure Dating (SED)): Cette méthode

plus récente (Gosse & Phillips, 2001) propose de dater la décroissance des isotopes

cosmogéniques contenus dans certains minéraux comme le quartz. Le signal

émis permet de dater l’âge d’exposition de la roche au rayonnement cosmique.

Elle se pratique sur des parois rocheuses, des blocs ou des sables. De nombreux

paramètres sont pris en compte dans les calculs de datation et la méthode

d’échantillonnage est déterminante pour l’obtention d’une valeur cohérente.

Relativement dificile à mettre en œuvre, c’est l’une des seules méthodes, avec

l’OSL (Optically Stimulated Luminescence), qui permette de dater des matières

minérales, ce qui est extrêmement intéressant pour l’étude du Quaternaire. Les

valeurs obtenues doivent être interprétées en fonction de l’exposition héritée et

du taux d’érosion (facteurs estimés) en âges minimaux ou maximaux, selon les cas.

Des blocs erratiques (Ivy-Ochs, 1996) et des surfaces d’érosion (Delunel, 2010) ont

été datés grâce aux isotopes cosmogéniques.

La luminescence stimulée optiquement (Optically Stimulated Luminescence

(OSL)) : Cette méthode est dérivée de la thermoluminescence, utilisée dès les années

1950 et a été développée pour être appliquée aux sédiments (cf. Mercier, 2008).

Elle consiste à mesurer l’énergie emmagasinée par le sédiment depuis sa dernière

exposition à la lumière du soleil. Cette méthode s’applique particulièrement bien

aux lœss, mais peut être utilisée pour dater des terrasses luvioglaciaires (Preusser,

2004).

Les repères absolus

La dendrochronologie : le comptage des cernes d’arbres offre la possibilité de

déterminer l’année, voire la saison de la mort de l’arbre étudié. Cette méthode

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nécessite l’établissement d’une courbe de référence pour l’essence et la région

prospectée. Tout évènement qui implique une modiication de la croissance de

l’arbre est potentiellement datable (glissement de terrain, poussée glaciaire).

4.1.4. Le glacier du Rhône et ses relations avec les appareils secondaires

Dans le document Géopatrimoine des trois Chablais : identification et valorisation des témoins glaciaires (Page 104-107)