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GĂ©ologie de la France

La gĂ©ologie de la France est caractĂ©risĂ©e par la grande diversitĂ© de ses roches et de ses structures, entre des bassins sĂ©dimentaires, des chaĂ®nes de montagnes rĂ©centes, des vestiges d'anciennes chaĂ®nes et des zones volcaniques actives (Outre-Mer) ou anciennes. Les contextes gĂ©odynamiques du territoire français sont variĂ©s entre des bassins sĂ©dimentaires, marges actives, marges passives, points chauds, orogenèses, etc. Ses roches permettent de remonter l'histoire gĂ©ologique sur près de 2,2 milliards d'annĂ©es.

Carte géologique de la France.
Cartes des failles actives[5] et de la sismicité historique[6] en France métropolitaine élaborées par les scientifiques du Résif. Comme ses pays voisins de l'Europe de l'Ouest, l'Hexagone peut être défini comme une région continentale stable à fort héritage structural du socle. Cet héritage (failles, épaisseur et composition de la croûte) joue un rôle primordial dans le rejeu de grandes failles héritées de phases tectoniques antérieures et qui contrôlent la sismicité actuelle.

Le sous-sol français a fourni de nombreuses ressources minérales telles que l'or, le plomb, l'argent, le germanium, la bauxite, la fluorine, la barytine, le charbon, l'uranium ou le fer. Actuellement, quelques mines exploitent encore du sel, de la bauxite et des schistes bitumineux. Quelques puits de pétrole sont aussi encore exploités. L'industrie extractive en France est majoritairement représentée par les carrières (granulats, roches et minéraux industriels, roches ornementales et de construction).

Historique de l'étude géologique de la France

Historiquement, c'est dans les Alpes que le géologue autrichien Eduard Suess a défini les principes de l'orogenèse à partir de l'observation des vestiges d'un océan alpin disparu. De nombreuses pièces du puzzle européen conservent leurs propriétés géologiques initiales, les cicatrices des épisodes de fermeture océanique, d'assemblage ou de dislocation sont également préservées. L'histoire géologique de l'Europe donne ainsi un bon résumé de l'histoire de la Terre[7].

Régions géologiques

Régions géologiques de la France métropolitaine.

Le territoire métropolitain est subdivisé en trois grandes régions géologiques : les massifs cristallins, les bassins sédimentaires et les chaînes de montagnes récentes[8].

Massif armoricain

On peut distinguer deux régions en Armorique : le domaine cadomien au Nord et le domaine hercynien au Sud (plus le pays de Léon, qui appartient géologiquement au sud de la Bretagne).

Domaine cadomien

Il s'agit des lambeaux de l'ancienne chaîne cadomienne, constituée de plutons granitiques datant du Protérozoïque (Perros-Guirec, baie de Saint-Brieuc, région de Sartilly, Mayenne) accompagnés de sédiments pour la plupart issus de cette chaîne, donc détritiques, eux aussi précambriens (Sud du Cotentin, Ouest du Calvados, Nord de la Mayenne, région de la Rance), auxquelles se sont ajoutés des sédiments paléozoïques, en continuité avec les dépôts antérieurs (centre de la Bretagne, de Douarnenez à Angers en passant par Rennes), ou sans continuité, et qui ont été légèrement plissés durant l'orogenèse hercynienne. L'ensemble a été injecté, au Carbonifère, de plutons granitiques hercyniens (régions de Bourbriac, Plœuc-sur-Lié et Dinan), et découpé par une faille de la même époque, courant de la rade de Brest à la Sarthe (zone broyée nord-armoricaine). Au Nord, on retrouve quelques gneiss datant de 2200 Ma à 1800 Ma, rapportés à l'orogenèse icartienne : ils constituent les plus anciennes roches de France. On les retrouve en petits affleurements autour de la baie de Lannion, à La Hague, ainsi que dans le bailliage de Guernesey (îles britanniques). On n'a cependant pas retrouvé de roches de la période allant de 1800 Ma à 620 Ma, donc plus d'un milliard d'années, soit de la plus jeune roche icartienne à la plus ancienne roche cadomienne connue[9].

Domaine armoricain hercynien

Les terrains sud-armoricains sont en grande partie constitués de granites d'origine hercynienne, injectés le long d'une série de failles courant de la pointe du Raz à la Loire, nommées zone broyée sud-armoricaine. Quelques zones sédimentaires cambriennes, ordoviciennes ou siluriennes (Belle-Île-en-Mer, côte ouest de la Vendée, région au sud d'Angers, La Grande Brière), plissés ou métamorphisés pendant l'orogenèse hercynienne, forment les roches sédimentaires paléozoïques de la région.

Massif central

Issu d'une histoire géologique complexe et polyphasée, le Massif central fait partie des vestiges de la chaîne varisque, édifiée au cours du Paléozoïque. Ce massif renferme de nombreux types de roches métamorphiques, magmatiques et sédimentaires sur lesquelles reposent les volcans récents du Cénozoïque et du Quaternaire. La chaîne varisque est le résultat de la formation d'un supercontinent, la Pangée.

Vosges

Le massif des Vosges est séparé en deux unités géologiques entre les basses Vosges (aussi appelées Vosges du nord), à couverture sédimentaire mésozoïque, et les hautes Vosges au centre et au sud où affleurent les roches cristallines hercyniennes. Ces deux unités sont séparées par un corridor de roches métamorphiques datant du Paléozoïque[a 1] - [10]. Les Vosges sont bordées à l'est par le fossé rhénan et à l'ouest par le plateau lorrain, prolongement oriental du bassin parisien. Les limites entre les Vosges et ces deux structures sont représentées par des failles rectilignes d'orientation globale nord-est/sud-ouest, dont les rejets varient de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de mètres[11]. La région située au sud et à l'est des Vosges est riche en minerais métalliques, mais aussi en potasse avec le bassin potassique d'Alsace et en houille avec le bassin houiller de la vallée de Villé, le bassin houiller keupérien des Vosges et le bassin houiller stéphanien sous-vosgien. Ces ressources côtoie l'argile, le grès dans un bassin sédimentaire permien et des roches volcaniques situées en grande profondeur.

Ardennes et le bassin houiller du Nord

Les Ardennes sont le vestige d'une partie de la zone externe septentrionale de la chaĂ®ne varisque. Le massif appartient Ă  la zone rhĂ©no-hercynienne qui possède une structure en nappes allochtones, elles-mĂŞmes structurĂ©es en Ă©cailles. Cette zone possède un socle sĂ©dimentaire datĂ© du Cambrien et de l'Ordovicien qui a Ă©tĂ© plissĂ© lors de l'orogenèse calĂ©donienne. De nature clastique, la sĂ©rie sĂ©dimentaire du socle prĂ©sente une structure d'un affinement progressif des sĂ©diments au fur et Ă  mesure que l'on remonte dans la sĂ©rie ; elle est principalement constituĂ©e de quartzites, de micaschistes et de laves. Ce socle est recouvert en discordance par une puissante couche sĂ©dimentaire (plus de 5 000 m pour le seul DĂ©vonien) fortement plissĂ©e du DĂ©vonien et du Dinantien, prĂ©sentant de nombreuses disharmonies ; les sĂ©diments de cette sĂ©rie sont principalement de nature dĂ©tritique, il s'agit de conglomĂ©rats et de grès dans la partie infĂ©rieure et de calcaires dans la partie supĂ©rieure. Le plissement est organisĂ© de manière globale en synclinoriums. L'affleurement de ces roches anciennes fut permis par une transgression marine tardive durant le MĂ©sozoĂŻque, dont les dĂ©pĂ´ts furent arasĂ©s lors des rĂ©gressions du dĂ©but du CĂ©nozoĂŻque[a 2].

À la limite nord de la nappe ardennaise, se situe la faille du midi, contact chevauchant entre la nappe et le socle autochtone formant le massif brabançon en Belgique. À l'avant de la faille du midi, se trouve un bassin d'avant-fosse formant un synclinal couché parsemé par de nombreux chevauchements et caractérisé en son cœur par la présence de couches datant du Carbonifère riches en charbon : il s'agit du bassin houiller franco-belge. Au nord de ce bassin, la zone brabançonne est composée du socle paléozoïque inférieur plissé recouvert en discordance par des sédiments horizontaux du Paléozoïque supérieur[a 2]. Les niveaux du Paléozoïque inférieur se retrouvent dans la partie nord du Nord-Pas-de-Calais ; ils sont composés de pyroclastes de type dacitique et rhyolitique calco-alcalins de l'Ordovicien supérieur. Ces niveaux subissent un faible métamorphisme à la fin du Silurien[a 3].

Bassin parisien

Le bassin parisien est un bassin sĂ©dimentaire couvrant une large partie du centre et du nord de la France, s'Ă©tendant de l'Artois (nord) au Massif central (sud), et du Massif armoricain (ouest) aux Vosges (est). Il est constituĂ© d'une couverture mĂ©so-cĂ©nozoĂŻque peu Ă©paisse. Les dĂ©pĂ´ts sĂ©dimentaires sont disposĂ©s de manière sub-horizontale[n 1] et recouvrent un socle varisque disposĂ© en deux chaĂ®nes sĂ©parĂ©es par un craton prĂ©cambrien qui fut rejouĂ© lors de l'orogenèse hercynienne ; le toit du socle est Ă©galement surcreusĂ© en deux bassins sous la ville d'OrlĂ©ans et au sud-ouest de Reims, donnant Ă  la couverture sĂ©dimentaire sus-jacente une Ă©paisseur plus importante que dans le reste du bassin (respectivement 2 600 m et 3 100 m). La disposition des roches affleurantes est commandĂ©e par quatre antiformes : le seuil de Bourgogne Ă  l'est et au sud-est, qui se met en place au CrĂ©tacĂ© et sĂ©pare les eaux marines alpines des eaux atlantiques qui envahissent parfois le bassin ; l'antiforme de l'Artois, limite entre le Bassin parisien et le Bassin belge ; l'antiforme picarde qui sĂ©pare le Bassin parisien de celui de la Manche orientale ; l'antiforme poitevine qui sĂ©pare le Bassin parisien du Bassin aquitain. Les dĂ©pĂ´ts sĂ©dimentaires sont disposĂ©s de manière non uniforme ; dans la partie ouest du bassin, ils prĂ©sentent de frĂ©quentes lacunes. Les antiformes ont Ă©tĂ© arasĂ©es par l'Ă©rosion, dĂ©mantelant les couches sĂ©dimentaires et donnant une topographie qui tranche ces dernières. Cette Ă©rosion confine les affleurements cĂ©nozoĂŻques Ă  la rĂ©gion parisienne et au bassin de la Loire[a 4].

Bassin aquitain

Le Bassin aquitain correspond à trois grandes structures géologiques : les Landes, la bordure occidentale d'érosion du Massif central et l'immense cône de déjection du Lannemezan. Il est relié au bassin parisien par le seuil du Poitou au nord-nord-est et au bassin du Sud-est par le seuil de Naurouze (ou seuil de Carcassonne) à l'est. Le bassin est subdivisé en deux grands domaines entre une zone au nord de plate-forme où les couches mésozoïques, de faible épaisseur, sont déposées en strates régulières sur le socle hercynien et une zone sud, de forme triangulaire, constituée de couches très épaisses témoins d'une longue sédimentation marine ; cette structure est déformée au sud par le chevauchement des Pyrénées[a 5] - [12].

Le bassin aquitain se distingue par la prĂ©sence non nĂ©gligeable d'hydrocarbures, notamment du gaz et du pĂ©trole. Leur prĂ©sence est due Ă  la richesse de la matière organique prĂ©sente dans les mers peu profondes qui occupaient le bassin il y a 500 Ma. Cette matière se mĂŞla aux sĂ©diments qui se durcirent pour former des marnes, des schistes et des calcaires. Au fur et Ă  mesure que les couches s'enfoncèrent dans la croĂ»te terrestre, la matière organique se transforme en hydrocarbure sous l'effet conjuguĂ© de la pression et de la tempĂ©rature (entre 50 et 70 °C). Les couches Ă  hydrocarbures sont principalement celles datant du Jurassique et du CrĂ©tacĂ©, Ă  des profondeurs variant de 500 Ă  plus de 4 200 m. Si la partie nord-ouest du bassin est plus riche en pĂ©trole, le sud est quant Ă  lui plus riche en gaz[13].

Bassin du Sud-Est

Aussi considĂ©rĂ© comme faisant partie du domaine alpin, le bassin du Sud-est se dĂ©marque des autres bassins français par la très grande Ă©paisseur de sa couche sĂ©dimentaire, plus de 10 000 m en son centre (la plus importante de France) et entre 2 000 et 3 000 m Ă  ses bordures[a 6] - [14] - [15]. SituĂ© entre le Massif central et les massifs chevauchants prĂ©alpins, il recouvre la rĂ©gion de la Camargue, les marches cĂ©venoles et les plaines sĂ©dimentaires du Languedoc et de la Provence. Sa couche sĂ©dimentaire est constituĂ©e de roches du MĂ©sozoĂŻque et du CĂ©nozoĂŻque ; essentiellement marine avec des intercalations continentales, la sĂ©dimentation du bassin a Ă©tĂ© continue depuis le Trias (soit depuis plus de 220 Ma), ce qui explique la très forte Ă©paisseur de sa couverture sĂ©dimentaire. La pĂ©riode du Trias au Dogger se caractĂ©rise par un dĂ©pĂ´t de roches dĂ©tritiques et d'Ă©vaporites en milieu continental, suivi d'un dĂ©pĂ´t argilo-calcaire en milieu marin. Durant la fin du Jurassique et une bonne partie du CrĂ©tacĂ©, la sĂ©dimentation s'effectue le long de la pente de la fosse vocontienne[n 2], provoquant une diffĂ©renciation de la sĂ©dimentation entre un dĂ©pĂ´t gravitaire de faible Ă©paisseur dans la fosse et un puissant dĂ©pĂ´t marno-calcaire le long des bordures de la pente. Ă€ partir de l'Albien, ce sont des sĂ©diments dĂ©tritiques siliceux qui se dĂ©posent dans les zones immergĂ©es. Durant les 70 dernières millions d'annĂ©es, la sĂ©dimentation ne s'effectue plus que dans des petits bassins (synclinaux ou grabens) ; le remplissage de ces bassins s'effectue en contexte continental par des dĂ©pĂ´ts de terrigènes silico-clastiques[16].

Zone d'avant-pays de transition entre les Alpes et le domaine pyrĂ©nĂ©en et prolongement nord de l'ocĂ©an liguro-provençal (« ancĂŞtre Â» du golfe du Lion), le bassin du Sud-est est situĂ© dans une zone tectoniquement complexe. Il est structurellement constituĂ© de panneaux dĂ©limitĂ© par de grandes failles (faille des CĂ©vennes, faille de NĂ®mes…) formĂ©es durant l'orogenèse hercynienne et qui furent rejouĂ©es lors des Ă©pisodes tectoniques suivants. Les panneaux sont localement dĂ©formĂ©s par des accidents chevauchants qui traduisent l'inversion tectonique due Ă  la succession des orogenèses pyrĂ©nĂ©enne (accidents cĂ©venols), puis alpine (accidents prĂ©alpins)[a 6] - [a 7]. Constituant l'extrĂ©mitĂ© sud du rift ouest-europĂ©en, le bassin est parcouru localement par de petits grabens formĂ©s lors de l'extension oligocène qui s'Ă©tait amorcĂ©e Ă  l'avant des Alpes durant leur formation. Ces petits bassins sont remplis de sĂ©diments datant de l'Oligocène (sĂ©rie syn-rift[n 3]) et du Miocène (sĂ©rie post-rift[n 4])[a 8]. L'histoire tectonique mouvementĂ©e de la rĂ©gion a par ailleurs dĂ©terminĂ© les diffĂ©rentes phases de sĂ©dimentation du bassin, bien que cette dernière ait Ă©galement Ă©tĂ© touchĂ©e par les grandes variations mondiales[16].

Le sous-sol du bassin du Sud-est constitue une source de matériaux utiles comme les calcaires massifs (calcaires récifaux urgoniens, du Jurassique…) qui sont exploités en tant que pierres de taille, de construction ou pour la cimenterie. La bauxite du Crétacé supérieur a permis les premières productions industrielles d'aluminium à Salindres. Par ailleurs, il est probable que du gaz de schiste soit présent dans les strates du Toarcien (schistes-carton), dans le Gard et l'Ardèche[17].

Domaine pyrénéo-alpin

Le système thétysien

Alpes

Jura

Les unités structurales du Jura

Le massif du Jura est un massif de montagnes long de plus 400 km et d'une largeur variant entre 0 et 65 km, formant un arc Ă  l'avant du massif alpin, principalement sur la frontière franco-suisse. Il est sĂ©parĂ© des Alpes par le Plateau suisse Ă  l'est et est bordĂ© Ă  l'ouest par le graben de la Bresse, au nord par le fossĂ© rhĂ©nan et les plateaux mĂ©sozoĂŻques de Haute-SaĂ´ne[18]. Le substrat jurassien est très largement dominĂ© par les marnes et les calcaires (95 % des terrains) ; les roches affleurantes datent en grande partie du Jurassique.

Grabens du rift ouest-européen

Le rift ouest-européen correspond à un système de grabens formés durant le Cénozoïque à l'avant de l'arc alpin. En France, le rift a principalement formé les dépressions du fossé rhénan, de la Bresse, de la Limagne et du sillon rhodanien. À ce mécanisme d'extension est associé une activité magmatique dans le relief des horsts comme dans le Massif central[c 1].

Fossé rhénan
Situation du fossé rhénan entre les Vosges et la Forêt-Noire

En France, le fossĂ© rhĂ©nan s'Ă©tend le long de la plaine de l'Alsace, dominĂ© Ă  l'ouest par le massif des Vosges et dominĂ© Ă  l'est par le massif de la ForĂŞt-Noire, en Allemagne. Il s'agit de l'un des fossĂ©s d'effondrement les plus Ă©tudiĂ©s au monde, dont la structure est connue en dĂ©tail. Mesurant 300 km de long et entre 30 et 40 km de large, il est constituĂ© d'un remplissage sĂ©dimentaire datant du CĂ©nozoĂŻque, enfouissant le socle palĂ©ozoĂŻque Ă  plus de 1 500 m de profondeur[c 2] - [19]. La sĂ©dimentation du fossĂ© durant le CĂ©nozoĂŻque est due Ă  une subsidence du graben qui permit l'intrusion d'eaux marines par le sud et par le nord. La couverture sĂ©dimentaire est partagĂ©e entre des sĂ©diments marins marneux, des sĂ©diments laguno-marins et des sĂ©diments lacustres ; dans la partie sud du graben, un arrĂŞt de la sĂ©dimentation au dĂ©but du Miocène est observĂ©, attestant un arrĂŞt de la subsidence dans cette partie, tandis qu'elle se poursuivait dans la partie nord[c 3].

Le fossĂ© est dĂ©limitĂ© au sud par la faille Rhin-SaĂ´ne, Ă  jeu senestre cĂ©nozoĂŻque, qui relie ce dernier aux fossĂ©s d'extension de la Limagne et de la Bresse. La sĂ©dimentation du graben prĂ©sente une asymĂ©trie entre la partie occidentale et la partie orientale, montrant une subsidence plus importante dans les parties sud-ouest et nord-est. Cette diffĂ©renciation aurait Ă©tĂ© contrĂ´lĂ©e par une faille normale majeure hercynienne qui traverse le graben selon un axe nord-est/sud-ouest. La bordure occidentale du graben est caractĂ©risĂ©e par un nombre important de failles normales, Ă  pendage variable entre 60 et 80° vers l'est, avec des rejets variants entre 200 et 1 800 m. Ces failles forment des zones de cisaillement dans la croĂ»te infĂ©rieure et s'enracine au niveau du Moho ; l'ensemble prĂ©sente un amincissement dans la partie mĂ©ridionale du graben[c 4] - [19].

Bresse

La Bresse est le graben oriental du rift du Massif central[n 5]. SituĂ© entre le massif du Jura Ă  l'est, le seuil de Bourgogne au nord, le horst des monts du lyonnais Ă  l'ouest et le seuil du lyonnais au sud, il est long de plus 160 km pour une largeur maximale de 50 km[c 5]. Il est constituĂ© d'un remplissage de sĂ©ries provenant d'une sĂ©dimentation en milieu continental (dĂ©tritique, Ă©vaporitique…) amorcĂ©e au LutĂ©tien. La forte Ă©paisseur de sa couche sĂ©dimentaire est due Ă  une subsidence du fossĂ© qui eut lieu entre le Priabonien et le Miocène moyen[c 6]. La plus grande Ă©paisseur sĂ©dimentaire est situĂ©e au pied de la faille de la Bresse, limite orientale du graben, en grande partie chevauchĂ©e par le massif jurassien. Sur un aspect global, la structure du graben prĂ©sente une remontĂ©e progressive du socle vers le Massif central ; elle est par ailleurs subdivisĂ©e en trois fossĂ©s sĂ©parĂ©s par des seuils d'orientation sud-ouest/nord-est (N 40° E). La couche sĂ©dimentaire s'Ă©paissit Ă©galement dans un sens nord-sud oĂą elle atteint 1 600 m d'Ă©paisseur dans la partie sud[c 7].

Grabens du bassin du Sud-est

Le rifting ouest europĂ©en dans le sud de la France aurait dĂ©butĂ© au Priabonien, mais aurait mis quelques millions d'annĂ©es pour se mettre en place tout le long du bassin (mise en place datĂ©e du RupĂ©lien dans le golfe du Lion). Les diffĂ©rents fossĂ©s d'âge oligocène prĂ©sentent des orientations diffĂ©rentes qui montrerait que le rifting s'est effectuĂ© en plusieurs phases ; l'orientation des fossĂ©s provençaux montre une variabilitĂ© passant de est-sud-est/nord-nord-ouest Ă  nord-nord-est/sud-sud-ouest durant la majeure partie de l'Oligocène, avant de s'orienter sur un axe global d’extension nord-ouest/sud-est. Les fossĂ©s d'effondrement du bassin du Sud-est sont majoritairement localisĂ©s le long des failles majeures (faille des CĂ©vennes, faille de NĂ®mes…) ; le fossĂ© le plus profond est localisĂ© en Camargue (graben de Vistrenque) avec un remplissage sĂ©dimentaire de plus 4 000 m. Les grabens du bassin prĂ©sentent tous un remplissage sĂ©dimentaire syn-rift oligo-aquitanien montrant une alternance entre des dĂ©pĂ´ts argilo-carbonatĂ©s et des dĂ©pĂ´ts grĂ©seux indiquant une succession de pĂ©riodes transgressives et rĂ©gressives[20].

La formation de ces fossés est due à l'inversion des failles majeures, alors chevauchantes durant l'orogenèse pyrénéenne, qui deviennent des failles normales à la faveur de la distension provoquée à l'Oligocène. Cette inversion provoque un décollement des dépôts déjà présents, notamment au niveau des dépôts évaporitiques du Trias, et sous l'action conjuguée du rejeu des failles parallèles aux failles majeures, la structure s'effondre pour former les fossés[a 9]. Cette tectonique étant syn-rift, la structure des bassins est caractérisée par la présence de plis syn-sédimentaires[n 6] et de failles listriques[20].

Amsterdam et Saint-Paul

Les Ă®les Amsterdam et Saint-Paul sont des volcans boucliers situĂ©s Ă  proximitĂ© de la dorsale sud-est indienne, dans l'ocĂ©an Indien. Ces Ă®les appartiennent Ă  un système volcanique liĂ© Ă  la dorsale, mais Ă©galement Ă  un point chaud. Elles reposent sur un plateau volcanique vieux de 300 000 ans de 250 km de long pour 200 km de large, situĂ© Ă  une profondeur d'environ 1 500 m, et dont la formation a dĂ©butĂ© il y a 5 Ma sous l'action d'un point chaud. Les deux Ă®les sont dĂ©calĂ©es entre elles par l'action d'une faille transformante qui traverse le chenal central les sĂ©parant. Ă‚gĂ©es de 100 000 ans, elles ont connu deux Ă©pisodes magmatiques successifs : la formation d'un premier Ă©difice volcanique, puis la formation par-dessus ce dernier d'un nĂ©o-volcan[b 1] - [21].

Le premier volcan d'Amsterdam, le volcan Fernand, s'est Ă©difiĂ© il y a moins de 100 000 ans[21], tandis que l'Ă©difice actuel, le volcan de la Dive, s'est formĂ© il y a quelques dizaines d'annĂ©es et serait probablement encore en activitĂ©. La plus rĂ©cente activitĂ© volcanique majeure Ă  Amsterdam est l'Ă©ruption de 1995 du volcan sous-marin Boomerang, dont l'Ă©dification dĂ©buta il y a 700 000 ans[b 2]. Le soubassement de Saint-Paul serait âgĂ© de 300 000 ans ; le volcan actuel est en activitĂ© depuis 40 000 ans. L'activitĂ© actuel du volcan de Saint-Paul se rĂ©duit aujourd'hui Ă  des fumerolles et des sources chaudes Ă©mises localement Ă  la bordure nord-ouest du cratère[b 3].

Nouvelle-Calédonie

SituĂ© dans le sud-ouest de l'ocĂ©an Pacifique, l'archipel de la Nouvelle-CalĂ©donie est situĂ© Ă  la limite de la plaque australienne, Ă  laquelle il appartient, qui subducte au nord-est sous la plaque pacifique. L'archipel se subdivise entre la Grande Terre au sud-ouest et les Ă®les LoyautĂ© au nord-est ; ces deux unitĂ©s sont sĂ©parĂ©es par le bassin des LoyautĂ©, d'une profondeur de 2 000 Ă  3 500 m. L'unitĂ© de la Grande Terre est constituĂ© du chevauchement datant de l'Éocène d'une nappe ophiolitique sur un microcontinent palĂ©ozoĂŻque ; ce chevauchement correspond Ă  l'obduction de la croĂ»te ocĂ©anique sur le craton nĂ©o-calĂ©donien. La nappe est principalement constituĂ©e de roches plissĂ©es magmatiques et mĂ©tamorphisĂ©es subdivisĂ©es entre un ensemble permo-jurassique et un ensemble CrĂ©tacĂ© supĂ©rieur-Éocène[a 10]. La forte altĂ©ration de la pĂ©ridotite de la nappe a provoquĂ© un lessivage de la silice et du magnĂ©sium de la roche, augmentant les concentrations en nickel jusqu'Ă  3 % dans les altĂ©rites les plus riches (contre 0,2 – 0,3 % dans une pĂ©ridotite non altĂ©rĂ©e)[a 11] - [22] ; cette caractĂ©ristique fait de la Nouvelle-CalĂ©donie la troisième rĂ©serve mondiale de nickel[23].

Les îles Loyautés sont constituées de roches carbonatées, principalement du calcaire et de la dolomie, à couches horizontales datant d'un intervalle s’étalant du Miocène au Pléistocène. Ces matériaux recouvrent un arc insulaire volcanique issu de la subduction de la plaque australienne sous la plaque pacifique due à un chevauchement intra-océanique formé en parallèle de l'obduction de Grande Terre[a 11].

ĂŽles Crozet

Les Ă®les Crozet reprĂ©sentent les parties Ă©mergĂ©es d'un plateau basaltique asismique situĂ© sur une plaine abyssale de l'ocĂ©an Indien sud, profonde de plus 4 000 m, et dont la formation date d'une pĂ©riode s'Ă©tendant du CrĂ©tacĂ© supĂ©rieur (87 Ma) au PalĂ©ocène (55 Ma). Ce plateau possède une superficie de 4 500 km2 dont le sommet est situĂ© Ă  250 m de profondeur ; sa formation date d'il y a environ 54 Ma. Les Ă®les Crozet sont subdivisĂ©s en deux groupes : le groupe est comprenant l'Ă®le de la Possession et l'Ă®le de l'est et le groupe ouest qui comprend les Ă®lots des ApĂ´tres, l'Ă®le aux Cochons et l'Ă®le des Pingouins. Les manifestations volcaniques de l'archipel dĂ©butèrent il y a 8,75 Ma et la dernière date d'il y a 100 000 ans, sur l'Ă®le de l'est[a 12] - [b 4].

Les volcans de l'archipel sont des stratovolcans dont les roches sont principalement des basaltes alcalins aux couches localement intercalées par des plutons et traversées par des roches filoniennes. Le volcanisme de l'archipel se manifeste également par la présence de volcans sous-marins. Les îles occidentales sont dues à l'activité d'un point chaud en activité depuis 140 Ma[24].

ĂŽles Kerguelen

L'archipel des Kerguelen est le troisième plus grand massif basaltique Ă©mergeant des ocĂ©ans derrière l'Islande et HawaĂŻ. SituĂ© sur le nord de la plaque Antarctique, il repose sur un plateau basaltique de plus de 6 millions de km², le deuxième plus vaste du monde, d'une largeur variant entre 200 et 600 km et d'une longueur maximale de 2 300 km. Dominant les plaines abyssales environnantes de plus de 2 Ă  km, il culmine Ă  1 850 m d'altitude au mont Ross[b 5]. Le socle du plateau serait constituĂ© d'une croĂ»te ocĂ©anique d'une Ă©paisseur d'entre 16 et 23 km[a 13]. La formation de ce complexe magmatique est due Ă  un point chaud dont l'activitĂ© dĂ©buta il y a 120 Ma. Du CrĂ©tacĂ© infĂ©rieur Ă  l'Éocène, l'Inde se sĂ©pare de l'Antarctique et le volcanisme des Kerguelen est Ă  la fois alimentĂ© par le point chaud et par la dorsale Est-indienne. Ă€ partir de 25 Ma, les Kerguelen ne sont plus qu'en position intra-plaque et le volcanisme est exclusivement alimentĂ© par le point chaud[25].

La RĂ©union

L'Ă®le de La RĂ©union correspond Ă  la partie sommitale d'un volcan bouclier de 240 km de diamètre, posĂ© sur un plancher ocĂ©anique vieux de plus de 80 Ma, situĂ© Ă  4 000 m de profondeur. Elle correspond au plus jeune chaĂ®non d'Ă®les formĂ©es par un point chaud en activitĂ© depuis 65 Ma, pĂ©riode durant laquelle il forma les trapps du Deccan. Le volcanisme de ce point chaud s'exprime actuellement au niveau de l'Ă®le de La RĂ©union, par le biais du volcan du piton de la Fournaise[26]. L'Ă®le est constituĂ©e de deux strato-volcans : le piton des Neiges qui occupe les deux tiers de la surface de l'Ă®le et le piton de la Fournaise qui occupe le dernier tiers[a 14].

Le piton des Neiges

Le piton des Neiges, point culminant de l'Ă®le (3 070 m[n 7]), est un volcan Ă©teint depuis plus de 12 000 ans situĂ© dans la partie nord-ouest de l'Ă®le ; le dĂ©but de son activitĂ© est estimĂ© Ă  2 Ma. L'Ă©difice a en grande partie Ă©tĂ© Ă©rodĂ©, crĂ©ant trois grands cirques profonds de plus 1 500 m (cirques de Cilaos, de Mafate et de Salazie), dont la forme globale ressemble Ă  un trèfle Ă  trois feuilles sĂ©parĂ©es par le sommet du piton des Neiges au centre. Les flancs de l'Ă©difice volcanique sont inclinĂ©s de 5 Ă  10° vers l'extĂ©rieur, traversĂ©s par deux sĂ©ries de fractures concentriques correspondants Ă  deux caldeiras, une externe et une interne. La succession des diffĂ©rentes roches est visible sur une Ă©paisseur de plus de 2 500 m et est subdivisĂ©e en trois sĂ©ries principales : une première sĂ©rie tholĂ©ĂŻtique constituĂ©e de brèches anciennes Ă  Ă©lĂ©ments basaltiques ; cette première pĂ©riode d'activitĂ© est suivie par une pĂ©riode de calme Ă©ruptif qui se caractĂ©rise par la prĂ©sence de dykes et de sills. La deuxième sĂ©rie compose les deux tiers de la partie Ă©mergĂ©e du volcan, elle est constituĂ©e de coulĂ©es basaltiques, dont la partie infĂ©rieure a Ă©tĂ© zĂ©olitisĂ©e ; la partie supĂ©rieure de ces coulĂ©es date d'entre 600 000 et 430 000 ans. Entre 430 000 et 350 000 ans, le volcan rentre de nouveau dans une phase de rĂ©pit qui se caractĂ©rise par l'effondrement de la chambre magmatique initiale qui engendre la formation de la caldeira externe. La troisième et dernière sĂ©rie est de type alcaline et correspond Ă  une pĂ©riode nouvelle d'activitĂ© du volcan entre 350 000 et 200 000 ans. L'activitĂ© du volcan prend un caractère plus explosif ; les roches volcaniques, plus acides, de cette sĂ©rie sont constituĂ©es d'hawaĂŻtes, de mugĂ©arites, de pyroclastites et d'ignimbrites. L'activitĂ© terminale[n 8] du volcan se situe entre 150 000 et 12 000 ans et se caractĂ©rise par la prĂ©sence de pyroclatites[a 15] - [b 6].

Le cratère Dolomieu, au sommet du piton de la Fournaise, avant son effondrement en 2007

Le piton de la Fournaise (2 632 m), actuellement en activitĂ©, est accolĂ© au flanc sud-est du piton des Neiges. Il est constituĂ© d'un bouclier ancien vieux de 530 000 Ă  300 000 ans, dont l'activitĂ© concorde avec la diminution de l'activitĂ© du piton des Neiges vers 350 000 ans. Au niveau de l'actuelle Rivière des Remparts, une première caldeira se forme il y a 290 000 ans ; le volcan connaĂ®t une deuxième pĂ©riode d'activitĂ© entre 150 000 et 65 000 ans, plus Ă  l'est que lors de l'activitĂ© prĂ©cĂ©dente, qui s'achève par la formation d'une nouvelle caldeira. Entre 65 000 et 4 700 ans, une troisième pĂ©riode d'activitĂ© remplit la deuxième caldeira et se dĂ©cale toujours vers l'est ; cette pĂ©riode s'achève avec un glissement de terrain vers la mer sur la partie orientale du volcan, puis une dernière caldeira se forme il y a 4 500 ans. Le cĂ´ne actuel du piton de la Fournaise se met en place Ă  partir de cette pĂ©riode. Le piton de la Fournaise se caractĂ©rise par des Ă©ruptions très frĂ©quentes (une par an en moyenne durant les deux derniers siècles). De type hawaĂŻen, le volcanisme du piton de la Fournaise se caractĂ©rise par de frĂ©quents changements dans la morphologie des cratères sommitaux, liĂ©s Ă  des effondrements lors d'Ă©ruptions, ainsi que par des dĂ©jections d'une lave très fluide en fontaine, tĂ©moignage d'un puissant dĂ©gazage ; la majoritĂ© des Ă©ruptions se situent au sein mĂŞme des caldeiras. Les roches Ă©mises sont principalement des basaltes de type alcalin[a 15] - [b 7] - [27].

Mayotte et les îles Éparses

Les îles Éparses sont situées dans le canal du Mozambique et au nord au large de Madagascar. Il s'agit de vestiges d'anciens volcans intra-plaques, aujourd'hui morphologiquement présents sous forme d'atolls (Bassa-da-India, Europa Glorieuses et Juan-de-Nova) et d'atolls surélevés (Tromelin) constitués de roches sédimentaires d'origine récifale (coraux)[28]. Bien qu'encore peu connues sur le plan scientifique, elles relèvent d'un intérêt non négligeable dans l'étude des variations des niveaux marins au cours des derniers millénaires grâce à la présence de récifs coralliens fossiles[29].

Guyane

La Guyane appartient au bouclier guyanais, un massif s'Ă©tendant au nord de l'Amazonie, entre la cordillère des Andes et l'Atlantique, constituĂ© de roches du PrĂ©cambrien mises en place entre 2,7 et 3,5 milliards d'annĂ©es[a 16]. Le bouclier est constituĂ© de plusieurs unitĂ©s gĂ©ologiques : la pĂ©nĂ©plaine sud, le synclinorium d'Inini, les massifs granitiques centraux et le synclinorium nord. La pĂ©nĂ©plaine sud est formĂ©e d'un ensemble de granito-gneiss constituĂ© de mĂ©tagabbros, de mĂ©tagranodiorites et de mĂ©tagranites datant de 2 075 ± 7 Ma provenant d'un magma d'origine mantellique mĂ©tamorphisĂ©. Au nord, la pĂ©nĂ©plaine sud chevauche le synclinorium d'Inini principalement constituĂ© de la sĂ©rie de Paramaca qui correspond Ă  des sĂ©ries de micaschistes, de paragneiss alumineux et de quartzites noires dont l'Ă©paisseur totale est d'environ km. Les massifs granitiques centraux sont constituĂ©s de plutons de granites, de granodiorites et de diorites quartziques datant d'entre 2,05 et 2,15 milliards d'annĂ©es. Le nord de la Guyane est correspond Ă  un synclinorium composĂ© de la sĂ©rie de Paramaca sur laquelle reposent en discordance des grès et des conglomĂ©rats fluviatiles[a 17] - [30]. Les roches du bouclier en Guyane sont toutes datĂ©es entre 1,6 et 2,5 milliards d'annĂ©es[a 18].

Les terrains du Quaternaire sont situĂ©s dans la partie nord de la Guyane, Ă  proximitĂ© de la cĂ´te, directement posĂ©s en discordance sur les terrains palĂ©ozoĂŻques. Les plaines cĂ´tières sont constituĂ©es de couches peu Ă©paisses (entre 8 et 15 m dans la plaine ancienne) d'argile marine, de sable et de galets. Les terrains les plus rĂ©cents contiennent de la matière organique comme des tourbes ou des coquilles. Les alluvions fluviatiles d'origine continentale sont principalement situĂ©es dans le cours infĂ©rieur des fleuves, il s'agit principalement de produits sableux. Elles proviennent de l'Ă©rosion du socle prĂ©cambrien du bouclier guyanais[30].

Saint-Pierre-et-Miquelon

L'archipel de Saint-Pierre-et-Miquelon est subdivisé en deux zones géologiques entre la zone précambrienne et la zone sédimentaire méso-cénozoïque. Situé sur un plateau continental, il appartient à la zone d'Avalon, subdivision du craton nord-américain et partie intégrante du bouclier gondwanien. La série précambrienne est subdivisée en cinq groupes. Le groupe du cap Miquelon, qui affleure à l'extrémité septentrionale de l'archipel, est constitué de roches sédimentaires, de gneiss et de micaschistes à faciès amphibolique ; il présente des intrusions de diorites datées de 615 Ma. Le groupe de Saint-Pierre présente des faciès magmatiques de basaltes et d'andésites à sa base, des intrusions de gabbros et des ignimbrites datés de 581 ± 12 Ma ; il affleure sur l'île de Saint-Pierre et sur les îlots alentour. Le groupe de Fortune est constitué de shales, de siltites et de grès ; il affleure à divers endroits à Langlade. Le groupe de Langlade présente des sédiments plus fins que le précédent, il affleure également sur l'isthme de Langlade. Le groupe de Belle-Rivière est quant à lui constitué d'ignimbrites et de basaltes datés de 570 ± 12 Ma[a 19]. Les terrains de cette série ont été modérément déformés par l'orogenèse appalachienne[31].

Saint-Pierre-et-Miquelon est situĂ© sur la marge passive occidentale de l'ocĂ©an Atlantique ; son âge estimĂ©[n 9] en fait l'une des plus anciennes marges observables de la planète. Au niveau de l'archipel, la couverture sĂ©dimentaire de la plate-forme continentale possède une Ă©paisseur de plus 15 km. Les sĂ©ries prĂ©-rift[n 10], d'une Ă©paisseur de 4 Ă  km, datent du Trias et furent dĂ©posĂ©es en contexte continental. Les sĂ©ries syn-rift datent du Jurassique ; elles se divisent entre les basaltes du Lias et du Dogger et les sĂ©diments carbonatĂ©s du Malm (principalement de type deltaĂŻque). Les sĂ©ries post-rift datent du CrĂ©tacĂ© et du CĂ©nozoĂŻque ; elles sont principalement constituĂ©es de sĂ©diments clastiques et de craie. Durant ces dernières pĂ©riodes, la sĂ©rie sĂ©dimentaire est en partie dispersĂ©e par les courants ocĂ©aniques, provoquant des lacunes stratigraphiques et des discordances[a 20].

Terre Adélie

La Terre AdĂ©lie est une rĂ©gion peu Ă©tudiĂ©e sur le plan gĂ©ologique. Le socle de la Terre AdĂ©lie est constituĂ© de deux grands groupes d'unitĂ©s tectoniques ayant subi un « collage » tectonique d'âge palĂ©oprotĂ©rozoĂŻque. Les unitĂ©s infĂ©rieures sont constituĂ©es de mĂ©tapĂ©lites et de plutons de monzogranodiorites (type orthogneiss) ; les roches de cette unitĂ© se sont formĂ©es Ă  l'ArchĂ©en (2,8 Ga) et ont subi des recristallisations mĂ©tamorphiques il y a 2,4 – 2,5 Ga. Les unitĂ©s supĂ©rieures du socle sont d'anciens bassins volcano-sĂ©dimentaires palĂ©oprotĂ©rozoĂŻques dont le remplissage sĂ©dimentaire pourrait provenir du dĂ©mantèlement du socle archĂ©en il y a 2 350 ± 10 Ma. Ces roches sĂ©dimentaires auraient ensuite Ă©tĂ© mĂ©tamorphisĂ©es il y a 1,7 Ga, puis traversĂ©es par des dykes tardifs Ă  1,5 Ga. La plupart des roches magmatiques des couches de ces unitĂ©s sont datĂ©es d'il y a 1,7 Ga[32] - [a 21].

Histoire géologique

Paléozoïque

Reconstruction moderne de la PangĂ©e il y a 237 millions d'annĂ©es.
Chaîne hercynienne et ses deux principales directions, armoricaine et varisque.

La formation du supercontinent PangĂ©e au Carbonifère supĂ©rieur, par collision entre la Laurussia et le Gondwana, est Ă  l'origine de l'orogenèse allĂ©ghanienne qui affecte la marge est du continent nord-amĂ©ricain, et de l'orogenèse varisque (ou hercynienne) en Europe, cette dernière rĂ©sultant aussi de la collision de nombreuses autres microplaques intermĂ©diaires (Armorica…). Elle est Ă©galement Ă  l'origine de l'orogenèse ouralienne (en) qui voit la naissance de l'Oural par collision de la plaque sibĂ©rienne avec l'est de la plaque europĂ©enne (le Kazakhstania actuel) durant le Carbonifère. L'orogenèse allĂ©ghanienne se prolonge vers le sud Ă  travers l'État du Texas jusqu'au Mexique par l'orogenèse des Ouachitas (en)[33]. Cette orogenèse allĂ©ghanienne-ouachita a donnĂ© naissance aux Appalaches, aux monts Allegheny et en Afrique du Nord Ă  l'Anti-Atlas qui se prolonge par la chaĂ®ne des Mauritanides[33]. Les âges des dĂ©formations et du mĂ©tamorphisme associĂ©s Ă  cette tectonique s’échelonnent de 340 Ma Ă  270 Ma[33]. L'orogenèse hercynienne qui affecte une large partie de l'Europe occidentale et centrale, se caractĂ©rise par son allure sinueuse, ses grandes longueurs (près de 3 000 km) et largeur (moyenne de 700 km) et une virgation majeure, l'arc ibĂ©ro-armoricain entre le Massif armoricain et le nord-ouest de la pĂ©ninsule IbĂ©rique (une autre courbure bien visible Ă©tant l'arc de BohĂŞme au niveau de la Pologne[34]. Selon le gĂ©ophysicien Philippe Matte[35], les montagnes hercyniennes pourraient avoir atteint, Ă  la fin du Carbonifère, une altitude de 6 000 m d'altitude (soit l'altitude moyenne de la chaĂ®ne de l’Himalaya actuellement[36].

Le Carbonifère est marqué par la formation des bassins houillers français.

La transgression de la mer au Jurassique et au Crétacé recouvre de sédiments la France, à l'exception d’une partie du Massif central et du Massif Armoricain émergés.

Les deux principaux bassins sĂ©dimentaires (Bassin parisien et nord-est du bassin aquitain) sont des bassins intracratoniques Ă©tablis sur un socle varisque, initiĂ©s après une pĂ©riode de rifting permo-triasique (ouverture et fermeture de l’ocĂ©an TĂ©thys puis ouverture de l'ocĂ©an Atlantique liĂ©es Ă  la dislocation de la PangĂ©e) Ă  laquelle succède une pĂ©riode de subsidence thermique. D'abord ouverts sur le domaine tĂ©thysien au sud-est, puis sur la façade atlantique au sens large (façade formĂ©e Ă  partir du CrĂ©tacĂ© : mer du Nord, Manche, golfe de Gascogne). Leurs couches n'ont subi que des dĂ©formations modestes (exemple typique de l'anticlinal du pays de Bray), sauf dans le sud du Bassin aquitain, inclus dans l'avant-pays pyrĂ©nĂ©en[37]. L'histoire gĂ©ologique de ces bassins est marquĂ©e par leurs cycles stratigraphiques transgressifs-rĂ©gressifs de plusieurs centaines de mètres (la transgression du CrĂ©tacĂ© supĂ©rieur a provoquĂ© une Ă©lĂ©vation de 500 m du niveau des mers)[38]. Ces variations eustatiques qui s'effectuent sur plusieurs millions d'annĂ©es ont pour cause le tectono-eustatisme (variations du volume des bassins ocĂ©aniques induite par l'augmentation du volume des dorsales ocĂ©aniques) qui explique les cycles de variations du niveau marin basses frĂ©quences (de l'ordre du million d'annĂ©es), et le glacio-eustatisme (variations de la masse d’eau dans les bassins ocĂ©aniques liĂ©es Ă  des paramètres astronomiques, les cycles de Milanković) qui explique les cycles des plus hautes frĂ©quences[39].

MĂ©sozoĂŻque

L'aplanissement de la chaĂ®ne varisque rĂ©alisĂ© au Jurassique rĂ©sulte de l'Ă©rosion des montagnes hercyniennes qui forment deux chaĂ®nes se tournant le dos (d'oĂą les deux principales directions de plis et failles, sud ouest au nord est pour la direction varisque, nord-ouest au sud-est pour la direction armoricaine)[40], sĂ©parĂ©es par un bloc cratonique dĂ©formĂ©. Les « massifs anciens Â» qui montrent des traces d'anciennes de ces chaĂ®nes de montagne, sont restĂ©s en relief ou se sont modĂ©rĂ©ment soulevĂ©es. Le qualificatif d'« anciens » se rapporte Ă  l'âge de leurs matĂ©riaux et Ă  leur structuration, et masque leur histoire gĂ©ologique rĂ©cente, Ă  savoir leur soulèvement au CĂ©nozoĂŻque (Ă  partir de 66 Ma) et l'âge essentiellement nĂ©ogène (moins de 23 Ma) de leurs formes de relief[41].

CĂ©nozoĂŻque

Au PalĂ©ogène et au NĂ©ogène, les sĂ©quences palĂ©oclimatiques alternent entre des pĂ©riodes chaudes et humides et des pĂ©riodes chaudes et sèches. Elles deviennent alternativement tempĂ©rĂ©es et froides au Quaternaire. Ces dernières phases interglaciaires te glaciaires ont dĂ©terminĂ© beaucoup de grands volumes topographiques et « ont dĂ» faire balancer l'environnement vĂ©gĂ©tal entre deux types de couverture : l'une constituĂ©e de Conifères et des essences de la forĂŞt caducifoliĂ©e, l'autre uniquement formĂ©e d'une vĂ©gĂ©tation clairsemĂ©e allant jusqu'Ă  la steppe, ceci jusqu'Ă  la relative stabilisation climatique du dĂ©but du Post-glaciaire Â»[42].

Patrimoine géologique

Patrimoine géologique en France

Il n'existe pas de dĂ©finition prĂ©cise de la notion de « patrimoine gĂ©ologique Â», mais selon P. Billet[43], le patrimoine gĂ©ologique dĂ©signerait « tous les tĂ©moins de l’histoire de la Terre qui participent de la connaissance des Ă©vĂ©nements physiques et biologiques qui ont marquĂ© notre planète. » Ayant pour but d'ĂŞtre transmis, le patrimoine gĂ©ologique se rattache Ă  tous les objets gĂ©ologiques dĂ©signĂ©s comme Ă©tant exceptionnels pour des motifs d'intĂ©rĂŞt scientifique, pĂ©dagogique, de rareté… Le patrimoine gĂ©ologique dĂ©signe Ă  la fois des lieux sur le terrain (in situ) et des objets dans les collections (ex situ)[44].

Premiers classements

L'île de Bréhat, le premier site classé en 1907 pour ses affleurements de granite

La France est un pays pionnier dans la protection du patrimoine gĂ©ologique. La rĂ©serve artistique de Fontainebleau, crĂ©Ă©e en 1853 par NapolĂ©on III, est considĂ©rĂ©e comme le premier site gĂ©ologique protĂ©gĂ© de France en raison du chaos qu'il prĂ©sente sur le grès de Fontainebleau. Le premier texte de loi relatif Ă  la protection du patrimoine est la loi du qui crĂ©Ă© des commissions dĂ©partementales chargĂ©es de faire l'inventaire des sites et monuments naturels possĂ©dant un caractère esthĂ©tique qu'il est nĂ©cessaire de sauvegarder. Les sites considĂ©rĂ©s comme tels sont protĂ©gĂ©s par cette loi de telle sorte que la modification ou la destruction de l'Ă©tat et de l'aspect des lieux est interdite sans l'autorisation spĂ©ciale de la commission dĂ©partementale et l'approbation du ministère. Ainsi, l'Ă®le de BrĂ©hat est le premier site Ă  ĂŞtre classĂ© en 1907, suivi par les sites des cascades de Gimel en Corrèze et de la source du Lison dans le Doubs[n 11]. Dans les 24 ans qui suivirent l'entrĂ©e en vigueur de cette loi, plus 589 sites divers sont classĂ©s, non pas pour des raisons scientifiques, mais pour leur caractère pittoresque[45] - [46].

La loi du amĂ©liore la loi de 1906 ; elle permet le classement des sites sans l'autorisation de leurs propriĂ©taires et introduit la notion de « site inscrit Â», qui permet la mise en place d'une instance de classement veillant Ă  Ă©viter les dĂ©gradations du site pendant la durĂ©e du traitement de son dossier de classement. L'intĂ©rĂŞt des sites Ă©volue un peu avec un classement effectuĂ© en fonction d'un caractère particulier artistique, historique, lĂ©gendaire, pittoresque ou scientifique ; mais l'intĂ©rĂŞt premier reste culturel avant d'ĂŞtre scientifique. De plus, ce classement Ă©volue vers de grands ensembles paysagers, tandis que les sites classĂ©s par la loi de 1906 Ă©taient des sites ponctuels. L'administration contrĂ´le dès lors les travaux effectuĂ©s sur ces sites en accordant des autorisations[45] - [46].

Loi de 1976

La notion de patrimoine naturel apparaĂ®t dans la lĂ©gislation avec la loi relative Ă  la protection de la nature du . La protection du patrimoine naturel est surtout du fait de la communautĂ© biologique, plus impliquĂ©e dans cette action que la communautĂ© gĂ©ologique. Ainsi, si la loi de 1976 concerne Ă©galement les « sites gĂ©ologiques, gĂ©omorphologiques et spĂ©lĂ©ologiques remarquables », la prĂ©servation de ces sites doit prĂ©senter « un intĂ©rĂŞt particulier pour l'Ă©tude de l'Ă©volution de la vie ». Cette loi permet la mise en place de rĂ©serves naturelles nationales qui protègent le patrimoine naturel, cependant sur les 164 rĂ©serves crĂ©Ă©es sur les 30 ans qui ont suivi l'application de cette loi, seules 12 ont Ă©tĂ© crĂ©Ă©es sur des critères principalement gĂ©ologiques. Cependant, la plupart des rĂ©serves crĂ©Ă©es selon des critères biologiques prĂ©sentent Ă©galement un intĂ©rĂŞt patrimonial gĂ©ologique[47].

La reconnaissance du patrimoine géologique au même niveau que le patrimoine biologique n'apparaît dans la loi qu'en 2002 avec la nouvelle définition du patrimoine naturel de l'article L411-5 du code de l'environnement[48] - [49] :

« On entend par inventaire du patrimoine naturel l'inventaire des richesses écologiques, faunistiques, floristiques, géologiques, minéralogiques et paléontologiques. »

Mise en place d'un inventaire du patrimoine géologique

En 1998, le ministère de l'environnement créé la Conférence permanente du patrimoine géologique (CPPG) qui rassemble plusieurs organismes officiels nationaux (le Bureau des recherches géologiques et minières, la Société géologique de France, le Muséum national d'histoire naturelle, des réserves naturelles nationales, des musées…). Depuis le début des années 2000, la CPPG est chargée par l'État de mettre en œuvre la conception d'un inventaire du patrimoine géologique français. La démarche de réalisation de cet inventaire est la même que celle empruntée pour la mise en place des ZNIEFF. L'inventaire se réalise à l'échelle régionale par le biais des DIREN ; la réalisation de l'inventaire est officiellement lancée en avec comme priorité de faire en premier l'inventaire du patrimoine géologique de surface[48]. La Bretagne fait figure de pionnière en France en établissant un inventaire des sites d'intérêt géologique dès 1994 ; ces travaux ont ensuite été réutilisés et actualisés durant la période 2003 – 2007, créant un document faisant la synthèse du patrimoine géologique de la région et de l'intérêt de sa conservation[47].

Utilisation industrielle du sous-sol

De plus en plus, le stockage géologique est envisagé dans le but de confiner certains déchets dangereux produits par l'homme, et ainsi protéger les populations. Les déchets chimiques et nucléaires sont pris en compte au titre de Chemical pollution and the release of novel entities (« Pollution chimique et le rejet de nouvelles entités ») dans le cadre des limites planétaires[50], reconnues par la France[51]. Selon l'Agence internationale de l'énergie, contenir la « hausse moyenne des températures [...] à 1,7°C » passe nécessairement par l'augmentation significative des capacités de captage et de stockage du CO2 (voir Gisement de gaz de Lacq : Site pilote pour la séquestration du CO2) et la production d'un mix électrique décarboné[52], auquel contribue le nucléaire dans le pays. Aussi un centre de stockage des déchets radioactifs en couche géologique profonde Cigéo est-il prévu dans le Grand Est.

La seule décharge souterraine de France, StocaMine est située dans le Grand Est. On trouve également des décharges souterraines non officielles, telles le gouffre de Jardel en Bourgogne-Franche-Comté et les puits de l'ancienne exploitation de pétrole de Pechelbronn dans le Grand Est.

Notes et références

Notes

  1. Leur pendage varie de 1 à 5°.
  2. Le bassin vocontien est constitué de dépôts sédimentaires marno-calcaires (alternance selon les variations d'apport des boues argileuses des continents, l'apport calcaire provenant de la décarbonatation de ces boues et de l'activité des micro-organismes à test calcaire), provenant du Massif central et du domaine germanique de la chaîne hercynienne, et qui se sont accumulés dans une vaste cuvette sous-marine de la Téthys alpine. Cf Jean-Gabriel Bréhéret, L'Aptien et l'Albien de la Fosse vocontienne (des bordures au bassin), Société géologique du Nord, , p. 1.
  3. Série sédimentaire déposée pendant le rifting.
  4. Série sédimentaire déposée après le rifting.
  5. Subdivision du rift ouest-européen constitué de trois grands fossés parallèles : le fossé de la Limagne, le fossé de Roanne et le fossé de la Bresse.
  6. Il s'agit de plis dont la formation est contemporaine à la sédimentation.
  7. Le volcan bouclier de La RĂ©union a donc une hauteur totale de plus 7 000 m, partagĂ©e entre 4 000 m immergĂ©s et 3 000 m Ă©mergĂ©s.
  8. L'activitĂ© du piton des Neiges Ă©tait cependant en dĂ©clin depuis dĂ©jĂ  200 000 ans.
  9. L'âge précis de la marge n'est pas connu, il est estimé au Callovien.
  10. Série sédimentaire déposée avant le rifting.
  11. La protection de la source du Lison faisait affaire depuis 1901, menacée par un captage industriel.

Références

  1. (en) Jean-François Ritz et al., « New perspectives in studying active faults in metropolitan France: the “Active faults France” (FACT/ATS) research axis from the Resif-Epos consortium », Comptes Rendus. Géoscience, t. 353, no S1,‎ , p. 381-412 (DOI 10.5802/crgeos.98).
  2. Hervé Jomard et al, « The SISFRANCE database of historical seismicity. State of the art and perspectives », Comptes Rendus. Géoscience, vol. 353, no S1,‎ , p. 257-280 (DOI 10.5802/crgeos.91).
  3. (en) Jean-François Ritz et al., « New perspectives in studying active faults in metropolitan France: the “Active faults France” (FACT/ATS) research axis from the Resif-Epos consortium », Comptes Rendus. Géoscience, t. 353, no S1,‎ , p. 381-412 (DOI 10.5802/crgeos.98).
  4. Hervé Jomard et al, « The SISFRANCE database of historical seismicity. State of the art and perspectives », Comptes Rendus. Géoscience, vol. 353, no S1,‎ , p. 257-280 (DOI 10.5802/crgeos.91).
  5. (en) Jean-François Ritz et al., « New perspectives in studying active faults in metropolitan France: the “Active faults France” (FACT/ATS) research axis from the Resif-Epos consortium », Comptes Rendus. Géoscience, t. 353, no S1,‎ , p. 381-412 (DOI 10.5802/crgeos.98).
  6. Hervé Jomard et al, « The SISFRANCE database of historical seismicity. State of the art and perspectives », Comptes Rendus. Géoscience, vol. 353, no S1,‎ , p. 257-280 (DOI 10.5802/crgeos.91).
  7. Géologie de l’Europe, Encyclopaedia Universalis, (lire en ligne), p. 5.
  8. BRGM, « Les régions géologiques en France métropolitaine », sur http://www.metstor.fr/, (consulté le ).
  9. « Lithothèque de Normandie -Briovérien », sur Université de Caen.
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Voir aussi

Bibliographie

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