Ce travail de résumé a été fait à l’initiative de Jean-Jacques Bahain et Christophe Falguères pour mieux faire connaître à la communauté des lecteurs de Quaternaire nos travaux, qu’ils en soient remerciés. Nous remercions également grandement M. Arnold, G. Aumaître, et K. Keddadouche pour les mesures ¹⁰Be et ²⁶Al à l’instrument national ASTER (CEREGE, Aix-en-Provence), qui est financé par l’INSU/CNRS, l’ANR à travers l’action « Equipements d’excellence » ASTER-CEREGE du programme « Projets thématiques d’excellence », l’IRD et le CEA. L. Léanni et F. Chauvet sont remerciés pour leur assistance technique dans la préparation des traitements chimiques, ainsi que les autres membres de l’équipe du Laboratoire National des Nucléides Cosmogéniques pour leur aide dans l’élaboration de cet article. Nous remercions vivement Magali Delmas, Yanni Gunnell et Romain Delunel pour les remarques constructives qui ont permis de significativement améliorer cet article et de le rendre plus accessible aux non-initiés.

1 - Introduction

1Le terme générique « nucléide cosmogénique » désigne l’ensemble des nucléides ̶ ou noyaux ̶ produits dans l’environnement terrestre (atmosphère ou lithosphère) lors de réactions nucléaires (essentiellement spallations) induites par les particules issues du rayonnement cosmique. Depuis les années 1980, certains de ces nucléides cosmogéniques naturellement radioactifs sont utilisés en géosciences comme outils de quantification des processus géomorphologiques et sédimentaires et de datation d’objets d’intérêt géomorphologiques, paléoclimatiques, paléoanthropologiques, préhistoriques, etc. Depuis cette période pionnière, les travaux fondés sur l’utilisation des nucléides cosmogéniques se sont accrus de manière quasi exponentielle, du fait notamment des améliorations substantielles apportées à la technique de Spectrométrie de Masse par Accélérateur (SMA). Outre le ¹⁴C ̶ le plus connu d’entre eux ̶ le béryllium 10 (¹⁰Be), l’Aluminium 26 (²⁶Al) et le Chlore 36 (³⁶Cl) prennent une place de plus en plus importante dans certaines thématiques de recherche comme, par exemple, celles liées à la géomorphologie quantitative, à l’évolution des paysages, ou à la recherche de nos origines (par exemple : Bourlès, 1992, 2008 ; Dunai, 2010 ; Granger et al., 2013).

2D’abord développée pour dater de manière quasi continue des dépôts océaniques (par exemple : Bourlès et al., 1989), la méthode de datation basée sur le ¹⁰Be produit dans l’atmosphère a été appliquée avec succès pour dater des dépôts sédimentaires continentaux du bassin du lac Tchad (Lebatard et al., 2008, 2010). Dans ces dépôts riches en fossiles ont été découverts des restes d’homininés anciens appartenant à Australopithecus bahrelghazali (Abel, par exemple : Brunet et al., 1995) et Sahelanthropus tchadensis (Toumaï, Brunet et al., 2002, 2005). L’utilisation des radionucléides cosmogéniques ²⁶Al et ¹⁰Be produits in situ dans le quartz ou du ³⁶Cl dans les carbonates permet, quant à elle, de déterminer depuis combien de temps une surface est exposée au rayonnement cosmique. Cette méthode est qualifiée de méthode de datation par durée d’exposition. Un certain nombre d’applications dans le domaine des Sciences de la Terre a été développé depuis une quinzaine d’année dont une des plus récentes est l’utilisation du ³⁶Cl dans le cadre des recherches menées sur la grotte Chauvet en Ardèche, France (Sadier et al., 2012). Enfin, la méthode de datation par durée d’enfouissement a été développée pour dater des dépôts de graviers de quartz dans des grottes afin d’estimer des taux d'incision de rivières (Granger & Muzikar, 2001). Elle repose sur la décroissance radioactive différentielle de ²⁶Al et de ¹⁰Be au sein d’échantillons contenant des minéraux siliceux (production in situ) qui, après avoir été exposés au rayonnement cosmique, ont été enfouis sous des dépôts suffisamment épais pour les protéger de l’irradiation par les particules du rayonnement cosmique secondaire (par exemple : Granger & Muzikar, 2001). Ces dernières années, la méthode a été appliquée avec succès à plusieurs sites d'intérêt paléontologique et archéologique (par exemple : Partridge et al., 2003 ; Carbonell et al., 2008 ; Guanjun Shen et al., 2009 ; Pappu et al., 2011 ; Lebatard et al., 2014a). Cet article vise à faire un état des lieux des applications majeures des radionucléides cosmogéniques dans le vaste domaine des géosciences en milieu continental.

2 - Généralités sur les nucléides cosmogéniques

3En atteignant l’environnement terrestre, l’énergie des particules issues du rayonnement cosmique (composées principalement de protons et de particules α) se dissipe au cours de réactions nucléaires (réactions de spallation) avec les atomes constituant cet environnement. Du fait de ces interactions, le flux et l’énergie des particules primaires et des particules secondaires (essentiellement des neutrons) produites dans les cascades nucléaires (fig. 1) décroissent rapidement selon une loi exponentielle en fonction de l’épaisseur d’atmosphère traversée. Seul 0,00003 % des particules primaires et 0,1 % des particules secondaires atteignent la surface terrestre (niveau de référence : niveau de la mer) avec suffisamment d’énergie pour induire des réactions nucléaires dans les minéraux composant les roches de la croûte terrestre (Siame et al., 2000). Les noyaux atomiques ainsi formés sont désignés sous le terme générique de nucléides cosmogéniques, ceux formés dans les minéraux des roches de surface sont dits « produits in situ » pour les différencier de ceux formés dans l’atmosphère. Les six nucléides cosmogéniques (tab. 1) les plus communément utilisés en géosciences sont : ³He (stable), ¹⁰Be (T_1/2 = 1,4.10⁶ ans), ¹⁴C (T_1/2 = 5 730 ans), ²¹Ne (stable), ²⁶Al (T_1/2 = 0,7.10⁶ ans) et ³⁶Cl (T_1/2 = 0,3.10⁶ ans). Pour l’utilisation de ces nucléides cosmogéniques, deux notions sont importantes à retenir : le taux de production, exprimé en at.g^-1.a^-1, qui représente le « nombre d’atomes produits durant une année » dans un gramme de la fraction minérale pure pertinente et la concentration, exprimée en at.g^-1, qui représente le « nombre d’atomes accumulés durant toute la durée de l’exposition » dans un gramme de la fraction minérale pure pertinente.

4La concentration en nucléides cosmogéniques d’origine atmosphérique contenue dans un réservoir sédimentaire est proportionnelle au flux de rayonnement cosmique entrant dans l’environnement terrestre au moment de l’accumulation du réservoir étudié. La mesure de la concentration des nucléides cosmogéniques d’origine atmosphérique déposés par les précipitations dans les réservoirs géologiques est donc un moyen de retracer l’histoire des variations passées de ce flux frappant l’atmosphère terrestre.

5Deux causes principales sont à l’origine des variations de ce flux, les variations d’intensité de l’activité solaire d’une part et les variations d’intensité du champ magnétique terrestre d’autre part. Le rayonnement cosmique primaire est, en effet, dévié sous l’action de la force de Lorentz ; or cette force de Lorentz est due à un champ magnétique comparable à celui généré par les plasmas de matière solaire et par la géodynamo. L’étude de la concentration en nucléides cosmogéniques atmosphériques dans certaines archives géologiques offre donc l’opportunité d’améliorer nos connaissances concernant les variations d'intensité du rayonnement cosmique galactique, de l'activité solaire et du champ magnétique terrestre. Par ailleurs, la concentration en nucléides cosmogéniques radioactifs d’origine atmosphérique dans un sédiment est un outil potentiel de datation absolue des réservoirs dans lesquels ils s’accumulent. La méthode est également applicable aux accumulations glaciaires polaires et continentales. Enfin, la mise en évidence et la caractérisation d’événements remarquables globaux générant une variation significative simultanée de la concentration en nucléides cosmogéniques atmosphériques dans différents types de réservoir devrait en permettre la corrélation chrono-stratigraphique (par exemple : Raisbeck et al., 1981).

6Compte tenu de la densité des roches de surface, le taux de production des nucléides cosmogéniques produits in situ décroit exponentiellement dans les premiers mètres de la croûte terrestre (fig. 2). Par conséquent, la concentration en nucléides cosmogéniques mesurée sur une surface rocheuse est assimilable à un bilan dans lequel les gains sont proportionnels à la durée d’exposition de la surface rocheuse au rayonnement cosmique tandis que les pertes sont proportionnelles à la vitesse d’abaissement de cette surface rocheuse au court du temps (taux de dénudation). Les nucléides cosmogéniques produits in situ sont donc à la fois un outil de datation des surfaces rocheuses et un outil susceptible d’étudier l’évolution géomorphologique et la vitesse des processus d’érosion qui affectent la surface terrestre.

7Le mode de production des nucléides cosmogéniques implique qu’ils sont rares dans les milieux naturels, plus particulièrement la variété in situ. Le développement de la technique de SMA a permis d’exploiter les potentialités offertes par les nucléides cosmogéniques ¹⁰Be, ²⁶Al et ³⁶Cl et, grâce aux améliorations récentes, d’étendre leur utilisation dans le domaine des géosciences, en travaillant sur de faibles quantités de matière. Ceci permet des études à haute résolution. Il est ainsi possible de quantifier les processus superficiels et, à partir de différents types de substrat, de dater sur une gamme temporelle (~10 périodes (T_1/2)) beaucoup plus étendue qu’auparavant, de réduire considérablement la durée nécessaire à l’acquisition des résultats (de quelques minutes à quelques heures) et de très sensiblement simplifier les manipulations physiques et chimiques nécessaires à la préparation des échantillons pour leur analyse. Installé depuis 2007 au CEREGE, à Aix-en-Provence, l’instrument national ASTER (Accélérateur pour les Sciences de la Terre, Environnement, Risques), dédié à la détection par SMA des nucléides cosmogéniques autres que le ¹⁴C (Arnold et al., 2010), a permis de développer un nombre croissant d’applications du ¹⁰Be, de l’²⁶Al et du ³⁶Cl à divers domaines des géosciences et notamment, très récemment, d’effectuer des datations d’intérêt archéologique (par exemple : Gutierrez et al., 2010 ; Pappu et al., 2011 ; de Lumley et al. 2011 ; Sadier et al., 2012).

3 - Le ¹⁰Be atmosphérique

3.1 - Principes et méthodes

8Le ¹⁰Be atmosphérique est produit à partir des deux constituants les plus abondants de l’atmosphère, à savoir l’azote et l’oxygène. C’est un isotope cosmogénique instable dont la demi-vie est suffisamment longue, T_1/2 = 1,387 ± 0,012 Ma (Chmeleff et al., 2010 ; Korschinek et al., 2010), pour couvrir une plage temporelle qui s’étend jusqu’à 14 millions d’années. Ainsi, le ¹⁰Be atmosphérique apparaît, parmi l’ensemble des nucléides cosmogéniques connus à ce jour, comme l’outil de datation potentiellement le plus puissant. Une fois formé dans l’atmosphère terrestre, le ¹⁰Be, très réactif, est rapidement (environ trois ans de résidence dans l’atmosphère ; Baroni et al., 2011) transféré à la surface du globe, sous sa forme soluble, par le biais des précipitations. Il est finalement soit adsorbé sur des particules (scavenging) et déposé dans les sédiments marins ou lacustres, soit efficacement retenu à la surface des sédiments continentaux où il décroît radioactivement. Plus de 99 % du ¹⁰Be inventorié se retrouve donc dans les dépôts sédimentaires. Immobilisé et isolé des cycles d’échange qui l’ont transporté dans les réservoirs, ce nucléide cosmogénique permet de dater efficacement les sédiments accumulés dans ces réservoirs. Comme la concentration absolue en ¹⁰Be des sédiments marins ou lacustres dépend des caractéristiques physico-chimiques de ces sédiments et des paramètres environnementaux (taux de sédimentation, composition minéralogique, taille des grains, production biologique, efficacité du scavenging, etc.), son utilisation comme outil de datation nécessite de s’affranchir des variations temporelles de ces paramètres en normalisant la concentration en ¹⁰Be à celle de son isotope stable ⁹Be qui a un comportement chimique strictement identique (Bourlès et al., 1989).

9Présent dans les matériaux qui se sont accrétés pour former la Terre, le ⁹Be se retrouve naturellement dans les minéraux constitutifs des roches terrestres. Après altération et érosion de ces roches, le ⁹Be est apporté aux océans et aux lacs par les cours d’eau, les vents et les fluides hydrothermaux. La majeure partie reste au sein des particules sédimentaires transportées, la proportion dissoute lors du transport restant à l’état soluble dans le milieu acide des cours d’eau riches en acides organiques et s’adsorbant rapidement sur les particules (processus de scavenging) qui finissent par sédimenter dans l’environnement plus basique des océans ou des lacs.

10Etant donné les voies d’introduction très différentes du ¹⁰Be et du ⁹Be dans l’environnement terrestre, il apparaît que seule la forme soluble de ces deux isotopes peut être homogénéisée avant adsorption sur les particules et dépôt des sédiments. Adsorbés à la surface des particules dans un rapport représentatif de la masse d’eau qui les contenait, les isotopes ¹⁰Be et ⁹Be participent dès lors à la constitution de la phase authigène des sédiments, c'est-à-dire la phase formée à partir des éléments dissous. Seule cette phase authigène des sédiments devra être considérée pour la datation.

11Pour chacun des échantillons sédimentaires prélevés, le rapport des concentrations ¹⁰Be/⁹Be authigènes sera déterminé dans la phase authigène extraite suivant une méthode de lixiviation chimique, spécifiquement développée et validée par des études portant sur des sédiments marins et montrant que les rapports mesurés dans la phase authigène lixiviée du sédiment à l’interface avec l’eau de mer étaient égaux à ceux mesurés dans la phase dissoute de l’eau de mer sur-jacente (Bourlès et al., 1989). Outre reconstruire les variations de l’intensité du champ magnétique terrestre au cours des derniers millions d’années (Carcaillet et al., 2003, 2004a, 2004b ; Ménabréaz et al., 2011, 2012, 2014), le rapport ¹⁰Be/⁹Be authigénique permet également de dater les dépôts sédimentaires en utilisant l’équation classique de la décroissance radioactive : N_(t) = N₀e^-λt (où N_(t) est le rapport authigène mesuré ; N₀, le rapport authigène initial ; λ, la constante de décroissance radioactive soit Ln2/T_1/2 et t, l’âge du sédiment).

3.2 - Outil de datation en milieu continental

12Comme toute méthode de datation radiochronologique, la mesure du rapport ¹⁰Be/⁹Be authigène dans des dépôts sédimentaires n’est applicable que si le système (les sédiments) est resté fermé depuis son dépôt, c'est-à-dire qu’il est demeuré exempt d’échanges (pertes et/ou gains) avec le milieu extérieur. Par ailleurs, la méthode n’est applicable que s’il est possible de contraindre le rapport ¹⁰Be/⁹Be authigène initial (N₀), c’est-à-dire la valeur du stock initial lorsque débutent les pertes dues à la seule décroissance radioactive.

13Bien que cette méthode de datation soit théoriquement applicable pour une période de temps allant de 0,2 à 14 Ma sur tout type de dépôts sédimentaires, à condition qu’il satisfasse aux conditions énoncées ci-dessus, elle n’avait jusqu’à présent été utilisée qu’en domaine marin. La première application en milieu continental a été menée sur les sites fossilifères de l’Erg-du-Djourab dans le désert nord tchadien (sites à Australopithecus bahrelghazali : Abel ; zone de Koro-Toro [KT] 3-3,5 Ma et à Sahelanthropus tchadensis : Toumaï ; zone de Toros-Ménalla [TM], ~7 Ma ; Brunet et al., 1995, 2002, 2005) où l’absence de dépôts volcaniques sur les sites ne permettaient pas, comme en Ethiopie ou au Kenya, d’appliquer les méthodes de datation classiquement mise en œuvre sur ce type de site (⁴⁰Ar/³⁹Ar).

14Le contexte géologique et environnemental particulier du sous-bassin nord du Tchad joint à son importance dans la recherche des origines de l’Homme sont en effet apparus particulièrement favorables à l’application de datations par le ¹⁰Be atmosphérique.

15D’une part, sur l’ensemble des secteurs mio-pliocènes étudiés depuis 1995 par la Mission Paléoanthropologique Franco-Tchadienne (MPFT) dans l’Erg-du-Djourab, des séquences de transgression ou de régression du paléolac Tchad ont été mises en évidence et imputées à des changements des régimes hydriques des fleuves qui alimentent ce lac. L’étude de ces successions sédimentaires dans la zone de Toros-Ménalla a montré la mise en place d’un « Méga-lac » sur des grandes dunes, premiers témoins d’un paléo-Sahara il y a plus de 7 Ma (par exemple : Vignaud et al., 2002 ; Schuster et al. 2005, 2006). Dans une zone périodiquement caractérisée par un climat désertique depuis au moins 7 Ma, il peut être raisonnable de supposer que, durant les périodes désertiques consécutives aux dépôts, les rares pluies s’évaporent, ou leur infiltration est rapidement entravée par les niveaux argileux superficiels (Lebatard et al., 2010 et références associées). Les échanges de ¹⁰Be par le biais des eaux profondes peuvent également être considérés comme négligeables en raison des importantes épaisseurs des niveaux argileux (couches imperméables). Les eaux superficielles et profondes n’ayant donc très probablement pas la possibilité de mobiliser le ¹⁰Be attaché aux dépôts sédimentaires, ces derniers restent par conséquent des systèmes fermés.

16D’autre part, la dernière transgression lacustre - baptisée mer paléotchadienne ou lac Méga-Tchad - s’est mise en place il y a environ 7000 ans avec un maximum entre 7 000 et 6 000 ans BP (Schuster et al., 2003, 2005). La persistance de conditions climatiques similaires depuis au moins 7 Ma implique des conditions de dépôts également similaires. Les dépôts résultants de cette dernière transgression holocène sont suffisamment récents (décroissance radioactive négligeable) pour permettre d’établir la valeur du rapport ¹⁰Be/⁹Be initial (N₀). Pour s’assurer de conditions environnementales similaires à celles prévalant lors du dépôt au cours d’une phase lacustre de la couche sédimentaire contenant les restes de Toumaï, la valeur du rapport ¹⁰Be/⁹Be initial (N₀) a été déterminée à partir de diatomites. Les diatomites sont des roches biogéniques siliceuses constituées de frustules de diatomées incorporant au cours de leur développement les éléments dissous dans l’eau. Dans le cas présent, elles ont été déposées au cours du dernier événement lac Méga-Tchad holocène (4,4 - 7 ka BP ; Schuster et al., 2005) et prélevées à proximité immédiate de la zone fossilifère. La moyenne pondérée, calculée en utilisant l’inverse de la variance à partir de ces échantillons de diatomites holocènes, conduit à une valeur du rapport ¹⁰Be/⁹Be authigène initial (N₀), utilisé pour la suite de l’étude, de (2,54 ± 0,09).10^-8. L’âge ¹⁰Be/⁹Be authigène des échantillons est ensuite calculé en utilisant l’équation de radioactivité décrite plus haut (N_(t) = N₀e^-λt) à partir des rapports ¹⁰Be/⁹Be authigènes mesurés pour chaque échantillon (N_t), de la demi-vie du ¹⁰Be de (1,387 ± 0,012).10⁶ ans, et de N₀.

17Les âges ¹⁰Be/⁹Be authigènes obtenus dans ou près des niveaux fossilifères ont été comparés avec l'âge estimé au moyen du degré évolutif des assemblages de fossiles de mammifères pour les quatre grandes zones fossilifères découvertes par la MPFT. Il s'agit, en effet, de la seule méthode de datation indépendante disponible dans la zone d'étude qui, jusqu'à présent, est dépourvue de dépôts volcaniques adaptés à l’application de méthodes de datation isotopiques et/ou radiogéniques. Les estimations biochronologiques pour les dépôts fossilifères de Koro Toro (KT) et Kollé (KL) ont été établies entre 3 et 3,5 Ma et entre 4 et 4,5 Ma, respectivement (Brunet et al., 1995, 1998, 2000). Le niveau de pélites vertes échantillonné à Koro Toro conduit à un âge ¹⁰Be/⁹Be authigène de 3,65 ± 0,11 Ma (Lebatard et al., 2010), tandis qu’à Kollé, les niveaux siliceux (diatomites et siltites) échantillonnés au dessus du niveau fossilifère conduisent à un âge moyen de 4,04 ± 0,13 Ma (Lebatard et al., 2010). Ces âges ¹⁰Be/⁹Be authigènes sont remarquablement proches des estimations basées sur le degré évolutif de la faune de mammifères. A Kossom Bougoudi (KB), les âges ¹⁰Be/⁹Be authigènes donnent une moyenne pondérée de 5,44 ± 0,62 Ma (Lebatard et al., 2010), à nouveau remarquablement proche de l'estimation biochronologique de ~5,3 Ma (Brunet et al., 2000).

18L’adéquation entre les estimations biochronologiques et les âges ¹⁰Be/⁹Be authigènes montre que le rapport initial ¹⁰Be/⁹Be authigène (donc N₀) contraint à partir de dépôts holocènes est resté relativement constant au cours de la période étudiée et que la résolution temporelle des phases authigènes extraites permet de lisser les variations temporelles du taux de production. En outre, cela démontre que les niveaux sédimentaires déposés dans le bassin du Tchad au cours de périodes humides accompagnées d’extensions lacustres majeures dans une zone caractérisée par ailleurs par un climat désertique récurrent depuis au moins 7 Ma sont restés fermés aux gains ou pertes de béryllium autrement que par la désintégration radioactive, en dépit de cycles d'inondation - dessiccation.

19A partir de ces conclusions, à savoir un système fermé et un N₀ valide, 32 rapports ¹⁰Be/⁹Be authigènes ont été mesurés le long de deux sections de la zone fossilifère de Toros-Ménalla, TM 254 et TM 266 (site de la découverte Toumaï). Ces rapports, avec le N₀ précédemment déterminé et la demi-vie de 1,387 ± 0,012 Ma (Chmeleff et al., 2010 ; Korchinek et al, 2010) permettent de calculer des âges par faciès allant de 6,25 ± 0,15 à 7,46 ± 0,13 Ma (Lebatard et al., 2010). Plus précisément, pour ce qui concerne la section de l'unité fossilifère à Anthracothères (Anthracotheriid Unit) d’où provient Toumaï, les rapports mesurés conduisent à des âges ¹⁰Be/⁹Be authigènes de 7,13 ± 0,14 Ma et 7,46 ± 0,13 Ma, respectivement, au-dessus et en dessous de la couche de cinérite (tuf volcanique) à TM 254. Pour les deux niveaux encadrant la couche contenant le crâne de Sahelanthropus tchadensis, ont été obtenus des âges de : 7,10 ±  0,14 Ma pour le niveau supérieur et 7,34 ± 0,12 Ma pour le niveau inférieur à TM 266 (Lebatard et al., 2010). Ces données démontrent que pour les deux sections TM 266 et TM 254, le dépôt de l'unité à Anthracothères de laquelle Toumaï a été exhumé est synchrone et géologiquement instantané (compte tenu des incertitudes liées à la méthode de datation). L’ensemble des 28 échantillons provenant de cette unité ont été utilisés pour déterminer l’âge ¹⁰Be/⁹Be authigène de Sahelanthropus tchadensis. Cela conduit à un âge ¹⁰Be/⁹Be authigène de 7,32 ± 0,10 Ma (Lebatard et al., 2010).

20Ce premier travail montre que, dans des environnements favorables, la variété atmosphérique du nucléide cosmogénique ¹⁰Be normalisée à la fraction dissoute de son isotope stable ⁹Be peut être utilisée comme un outil de datation des dépôts sédimentaires continentaux pour la période entre 0,2 et environ 7 Ma. Dans le bassin nord du lac Tchad, un environnement généralement aride, soumis ponctuellement à des périodes humides au cours de laquelle un grand lac s’est formé, a fourni à la fois des sédiments holocènes permettant de déterminer le rapport ¹⁰Be/⁹Be authigène initial et des sédiments plus anciens conservés dans un environnement assurant leur comportement en système fermé.

4 - Les nucléides cosmogéniques produits in situ

4.1 - Principes et méthodes

21La plupart des particules primaires et secondaires du rayonnement cosmique interagissent dans l’atmosphère et y dissipent leur énergie. Environ 0,1 % d’entre elles atteignent la croûte terrestre avec suffisamment d’énergie pour induire des réactions nucléaires dans les minéraux des roches de surface et de sub-surface. Les résidus de ces réactions sont des atomes dont le nombre de masse (nombre de protons et de neutrons) et/ou le numéro atomique (nombre de protons) sont inférieurs à l’atome cible auquel ils se substituent dans la structure minérale. Certains des nucléides cosmogéniques in situ ne sont produits que dans les minéraux constitutifs des roches de surface (exemple : ⁴¹Ca, ³He, ²¹Ne, ²⁶Al). Des neutrons de plus faible énergie, les neutrons thermiques, conduisent par ailleurs à des réactions de capture neutronique à partir desquelles des nucléides cosmogéniques peuvent également être produits tel que notamment le ³⁶Cl.

4.1.1 - Taux de production et facteurs d’échelle

22La connaissance précise des taux de production des nucléides cosmogéniques et de leur variation en fonction de la latitude et de l'altitude est sans doute l’exigence la plus importante pour leur application pertinente aux sciences dédiées à l’étude de la surface de la Terre. Les âges d'exposition ou les taux de dénudations calculés à partir de la concentration en nucléides cosmogéniques ne peuvent pas être plus précis que les taux de production et les facteurs de mise à l'échelle sur lesquels ils s’appuient. Du fait des mécanismes de production des nucléides cosmogéniques dans l’environnement terrestre, la quantité produite par unité de temps et par unité de masse (taux de production) dépend, en effet, du flux de particules du rayonnement cosmique qui, lui-même, dépend des écrantages magnétiques et de l’épaisseur de matière traversée.

23Les particules du rayonnement cosmique primaire, c’est à dire essentiellement des protons et des particules α, sont des particules chargées positivement se déplaçant rapidement. Comme cela est valable pour toute particule chargée en mouvement, les champs magnétiques et électriques les affectent donc. Les champs électriques les accélèrent ou décélèrent dans la direction du champ. Dans des champs magnétiques, la force de Lorentz accélère les particules chargées radialement et les dévie perpendiculairement à la fois aux vecteurs initiaux de déplacement (v) et à la direction du champ magnétique régnant (B). Plus l'angle entre B et v est grand, plus la déviation est importante. Par ailleurs, plus la particule est lente, c’est à dire plus son énergie cinétique est faible, plus elle sera déviée de sa trajectoire initiale. Par conséquent, des particules de basse énergie suivent des trajectoires complexes avant d'atteindre la surface de la Terre, tandis que les trajectoires des particules de haute énergie sont beaucoup moins complexes.

24Le flux de particules du rayonnement cosmique primaire ayant des énergies inférieures à 10 GeV (milliard d’électron-volts) est modulé par le vent solaire et le cycle de 11 ans de l'activité du Soleil qui projette dans l’espace intersidéral selon son niveau d’activité une plus ou moins grande quantité de plasma solaire, lui-même constitué de particules chargées en mouvement et générant donc un champ magnétique (Dunai, 2010 et références associées). En conséquence de cette modulation, les particules du rayonnement cosmique galactique ayant des rigidités (quantité de mouvement par unité de charge) inférieures à 0,6 GV en moyenne ne peuvent pas atteindre l’environnement terrestre. Les particules incidentes arrivant quasi verticalement dominent le flux de rayonnement cosmique primaire près de la surface de la Terre. Par conséquent, les particules primaires qui approchent au niveau de l’équateur géomagnétique de la Terre voyagent perpendiculairement aux lignes du champ magnétique terrestre, tandis que près des pôles, elles voyagent essentiellement parallèlement aux lignes du champ magnétique terrestre. Pratiquement donc, toutes les rigidités sont autorisées aux pôles, tandis que près de l'équateur, des rigidités bien au-delà de 10 GV sont nécessaires pour approcher de la Terre. Enfin, la modulation solaire permanente impose aux pôles des rigidités supérieures à 0,6 GV, ce qui implique que le flux de rayonnement cosmique n’augmente pas de façon monotone à l’approche des pôles, mais se stabilise aux rigidités proches de la modulation solaire potentielle qui se rencontrent aux environs de la latitude géographique de 50°N. En outre, les particules primaires avec des énergies proches du potentiel de modulation solaire ne sont pas assez énergétiques pour générer une cascade de particules secondaires pouvant atteindre la surface terrestre. Cette rupture de l’évolution du flux de particules cosmiques dans les hautes latitudes est matérialisée par le «genou de latitude» et la diminution du flux de rayons cosmiques avec la diminution de latitude en dessous de la latitude « genou » est appelée «l'effet de latitude» (fig. 3).

25Pour ce qui concerne la dépendance du taux de production à l’épaisseur de matière traversée, soit dans l'atmosphère, l’altitude, elle résulte du fait que l’atmosphère est le lieu où les particules du rayonnement cosmique dissipent leur énergie lorsqu’elles produisent les cascades nucléaires générant les neutrons secondaires. Après avoir atteint un maximum de production de neutrons secondaires au sommet de l'atmosphère, leur abondance N décroît approximativement de façon exponentielle avec la profondeur d’atmosphère traversée, tel que :

26avec N₀ étant le nombre de nucléons au sommet de l'atmosphère, d, la profondeur atmosphérique (en g.cm^-2 ; Nota Bene : la pression standard au niveau de la mer est égale à 1013 mbar = 1,030 g.cm^-2), et Λ, la longueur d'atténuation (également en g.cm^-2). A titre indicatif, le flux nucléonique de rayons cosmiques double tous les 1 500 m d'altitude. L’épaisseur d’atmosphère que doivent traverser les rayons cosmiques entrants est plus mince pour les rayons arrivant du zénith et augmente pour les rayons proches de l'horizontale. Par conséquent, le flux de rayons cosmiques est le plus élevé dans la direction de la verticale et diminue vers l'horizon. L'intensité de la distribution angulaire des rayons cosmiques résultante est donnée par :

27où I₀ est l'intensité verticale et θ est l'angle d'inclinaison mesuré à partir de l'horizontale. La valeur la plus couramment utilisée pour l'exposant m est 2,3 ± 0,5. L'atténuation des rayons cosmiques dans la terre solide est, en principe, la même que dans l'atmosphère. Les principales différences sont la densité beaucoup plus élevée de la croûte terrestre et des changements de la masse atomique moyenne et de la charge par noyau. Ceci conduit à généraliser l’évolution de la concentration en fonction soit de l’altitude, soit de la profondeur en considérant l’interface « niveau de la mer - atmosphère » comme localisation de référence (N_réf) en reformulant l’équation (1) tel que :

28avec N_réf étant le nombre de nucléons à l’interface « niveau de la mer - atmosphère », d, l’altitude comptée positivement dans l’atmosphère ou la profondeur comptée négativement dans la croûte terrestre (en g.cm^-2), et Λ, la longueur d'atténuation (également en g.cm^-2).

29La prise en compte de cette variabilité en fonction de l'altitude et de la latitude du flux de rayons cosmiques contrôlant la production des nucléides cosmogéniques se fait par l’intermédiaire de facteurs d'échelle formalisant l'influence des champs magnétiques terrestre et solaire et de la masse atmosphérique traversée sur les taux de production des nucléides cosmogéniques. Plusieurs facteurs d'échelle décrivent également les effets de la variation séculaire de ces paramètres. La valeur référence de ces formalismes de mise à l’échelle spatiale et temporelle est la valeur du taux de production ramené au niveau de la mer (Sea Level (SL)) et aux latitudes supérieures à 50°N, latitude au-delà de laquelle le flux de rayonnement cosmique est stabilisé (High Latitude (HL)). Les facteurs d'échelle sont donc les outils essentiels nécessaires pour transformer les taux de production déterminés à partir de sites géologiques de calibration en taux de production applicables à tout autre endroit où les nucléides cosmogéniques peuvent être utilisés pour répondre à des questionnements scientifiques. Usuellement, les facteurs d'échelle sont formulés de telle sorte que le produit du facteur de mise à l'échelle spécifique au site par le taux de production référence du nucléide cosmogénique d’intérêt (niveau de la mer et à haute latitude (SLHL)) fournisse le taux de production spécifique de ce nucléide au site d’étude. De même que pour les taux de production, les facteurs d'échelle peuvent être dérivés de simulations numériques basées sur des principes physiques (Masarik & Beer, 1999 ; Masarik et al., 2002) et de calibrations géologiques (Lifton, 2008). En outre, des mesures indirectes sont également couramment utilisées pour déterminer des facteurs d'échelle (Lal, 1991 ; Dunai, 2000, 2001 ; Stone, 2000 ; Desilets & Zreda, 2003 ; Lifton et al., 2005, 2008). Une combinaison de ces méthodes est, bien entendu, possible et est précieuse pour effectuer des calibrations croisées et évaluer la cohérence entre les méthodes. Il y a toutefois relativement peu de différences fondamentales entre les données sur lesquelles les facteurs d'échelle utilisés actuellement sont basés (Lal, 1991 ; Dunai, 2000, 2001 ; Stone ; 2000 ; Desilets & Zreda, 2003 ; Lifton et al., 2005). Les facteurs d'échelle dérivés de moniteurs de neutrons (Dunai, 2000, 2001 ; Desilets & Zreda, 2003 ; Lifton et al., 2005) peuvent différer par la quantité de données utilisées, mais pas par le type de données. Aussi, il n’est pas surprenant que les valeurs fondamentales, comme l'amplitude de l'effet latitudinal et les coefficients d'atténuation à une latitude donnée, ne soient pas significativement différentes lorsqu'elles sont calculées de façon cohérente (Dunai, 2000, 2001 ; Desilets & Zreda, 2003).

30Le flux maximum de rayons cosmiques que peut recevoir un échantillon à un emplacement géographique donné est obtenu sur une surface plane et horizontale ayant une vue du ciel dégagée. Toute obstruction suffisamment épaisse pour bloquer le rayonnement cosmique abaissera son flux, et par voie de conséquence le taux de production correspondant. Afin de déterminer des durées d'exposition justes, il importe dès lors de tenir compte de l’écrantage topographique du site d'échantillonnage. Heureusement, le flux de rayons cosmiques est fortement orienté à la verticale et donc des corrections induites sont souvent relativement petites. Pour des obstructions dites « rectangulaires » - obstacles qui définissent l’horizon du rayonnement cosmique, généralement équivalent à l'horizon visible - avec une inclinaison θ constante au-dessus de l'horizontale et s’étendant sur une largeur azimutale de Δφ , la fraction restante du flux de rayons cosmiques par rapport au flux non obstrué est donnée par (Dunne et al., 1999) :

31Pour une série de n obstructions, visible à partir du site d'échantillonnage avec une inclinaison spécifique θ_i et une largeur azimutale spécifique Δφ_i, cette fraction est (Dunne et al., 1999) :

32Si la surface échantillonnée est inclinée selon un angle δ et a une extension latérale de plusieurs mètres, une partie du flux du rayonnement cosmique sera bloquée de manière similaire à l’écrantage topographique. En fait, cette situation correspond à un cas particulier de l’écrantage topographique. La fraction restante du flux de rayonnement cosmique parvenant sur cette surface est donnée par (Dunne et al., 1999 ; Niedermann, 2002) :

33avec l'angle d'inclinaison γ dans la direction φ donné par (Niedermann, 2002) :

34En pratique, les surfaces échantillonnées font rarement partie d'une grande surface plane s’étendant latéralement sur plusieurs mètres. Dans la majorité des cas, une correction d’écrantage topographique «normale» est suffisante, en particulier lorsque la surface est inclinée de moins de 30°. L’ensemble des situations envisageables et les formalismes associés est exhaustivement décrit dans Dunne et al. (1999) et Niedermann (2002).

35Enfin, tout recouvrement épisodique ou semi permanent du site échantillonné par de la neige, de la tourbe, du sol, du lœss, de la cendre volcanique ou de la végétation réduira également le flux de rayons cosmiques et, par voie de conséquence, les taux de production. Pour les réactions de spallation, le facteur de correction correspondant à ces situations a la forme générale :

36avec z l'épaisseur du recouvrement, ρ, la densité du matériau recouvrant et Λ, le coefficient d'atténuation pour les réactions de spallation. La densité du matériau recouvrant peut être très variable et doit être déterminée (lœss, sols ou cendre) ou estimée (neige, tourbe). Les teneurs en eau variables de, par exemple, la tourbe ou la terre peuvent changer de façon significative leurs densités. La correction de la couverture neigeuse est la correction la plus couramment appliquée. La densité de la neige est très variable, une gamme de 0,16 à 0,33 g.cm^-3 semblant typique pour le nord de l'Eurasie (Onuchin & Burenina, 1996). En utilisant cette plage de densité, l’épaisseur d’une couverture neigeuse persistant quatre mois par an doit être comprise entre 75 à 150 cm pour réduire la production annuelle de nucléides cosmogéniques de 5 %. Avant de décider d’effectuer une correction liée à une potentielle couverture neigeuse, il est utile d'évaluer la représentativité de l’enregistrement récent et à court terme relativement à la généralement longue histoire de la durée d'exposition investiguée. S’il ne peut être établi avec une certitude raisonnable que l’enregistrement court terme peut être représentatif pour le long terme, une correction de couverture neigeuse élaborée peut être inutile, une telle correction décrivant avec précision une situation qui ne s’est jamais produite. Dans les situations ambiguës, une correction peut être remplacée par une discussion de la robustesse des données considérant les effets possibles, mais peu contraints, d’une couverture neigeuse. Afin d'éviter les incertitudes associées à la correction de la couverture neigeuse, il est souvent tenté d'échantillonner des surfaces peu susceptibles d'être couvertes par une quantité importante de neige. L’écrantage par la végétation n’est généralement pas significatif, mais peut, dans les forêts particulièrement denses, réduire le flux de rayons cosmiques de 2 à 7 % (Cerling & Craig, 1994 ; Plug et al., 2007). Pour des recouvrements dont l’épaisseur peut évoluer (augmentation/diminution) lentement au cours du temps, comme ce peut être le cas pour les lœss, les sols et les cendres, un modèle âge - évolution de l’épaisseur recouvrante plausible doit être conçu. En cas d’impossibilité, comme déjà évoqué dans le cas de la couverture neigeuse, une correction peut être remplacée par une discussion de la robustesse des données considérant les effets possibles mais peu contraints.

4.1.2 - Durée d’exposition

37Dès lors que le taux de production d’un nucléide cosmogénique donné est connu, ce dernier ayant été établi par ailleurs à partir d’objets exposés en surface pendant une période de temps déterminée avec exactitude et précision grâce à une méthode indépendante (Dunaï, 2010 et références associées), la mesure par SMA de sa concentration accumulée dans un minéral porté à l’air libre par un processus géologique constitue la base des méthodes de quantification des taux des processus impliqués et de datation par durée d’exposition au rayonnement cosmique.

38La concentration en nucléides cosmogéniques produits in situ mesurée sur une surface rocheuse est proportionnelle à la stabilité géomorphologiques de cette surface mais aussi au temps d’exposition enregistré par cette surface rocheuse depuis son exposition initiale. Pour toute surface exposée au rayonnement cosmique et subissant un processus érosif, l’évolution de la concentration en nucléides cosmogéniques produits in situ C(x(t),t) est à la fois fonction du temps d’exposition (t) et de la profondeur (x(t) en g.cm^-2). Cette évolution est décrite par l’équation différentielle suivante :

39avec, P₀, le taux de production (nombre d’atomes produits en surface dans 1 gramme de minéral chaque année en surface (atomes.g^-1.an^-1)), Λ, la longueur d’atténuation des neutrons (g.cm^-2), et λ (λ = ln(2)/T), la constante de décroissance radioactive et T la demi-vie du nucléide étudié.

40Pour l’équation (8) les gains sont proportionnels à la durée d’interaction du rayonnement cosmique avec la matière ; les pertes résultent de la décroissance radioactive et de la dénudation (ε(t)). Les processus de dénudation ont donc une influence sur la concentration des nucléides cosmogéniques, en générant une variation de la profondeur en fonction du temps tel que décrit dans l’équation (9) :

41Si la dénudation, notée ε, est constante au cours du temps, c’est-à-dire si ε(t) = ε l’équation (9) devient :

42En supposant que l’intensité du rayonnement cosmique est également restée constante au cours du temps soit que P(x,t) = P(x), cette équation donne :

43avec C(x,0) représentant la concentration initiale de l’échantillon à t = 0.

44La figure 4 montre que l’accumulation des nucléides cosmogéniques produits in situ dans les roches se poursuit jusqu’à ce que leur concentration atteigne un état stationnaire au cours duquel la production induite par les réactions nucléaires s’équilibre avec les pertes par décroissance radioactive et par dénudation. Cet état stationnaire est atteint d'autant plus vite si les processus de dénudation sont actifs. La durée d'exposition est alors telle que :

45Pour x = 0, à la surface et si C₀ = 0 (héritage géologique négligeable), l’équation (11) devient :

46Cette équation (12) présente deux inconnues : le temps (t) et le taux de dénudation (ε). Pour déterminer une durée d’exposition, il faut donc faire des hypothèses sur le taux de dénudation. Les pertes liées à celle-ci peuvent-être considérées comme négligeables pour des temps d’exposition de l'ordre de quelques milliers d'années (fig. 4), mais pour des temps plus longs (t > 100 ka), l’hypothèse d’une dénudation nulle permet de calculer un temps minimal d’exposition. Dans ce cas, l’équation (12) devient :

47Si les hypothèses ε = 0 et C₀ = 0 sont compatibles avec les conditions environnementales de la zone échantillonnée évaluées à partir de données de terrain, alors la durée d’exposition minimale d’un échantillon de surface (x = 0) sera :

48Dans le cas où les durées d’exposition sur une surface géomorphologiquement stable sont suffisamment longues pour atteindre l’état stationnaire, la concentration caractéristique ne dépend que du taux de dénudation (fig. 4). Le taux de dénudation maximal peut être déterminé à partir de l’équation (13) en faisant l’hypothèse d'une durée d'exposition infinie :

49Pour étudier la production totale en nucléides cosmogéniques, il est nécessaire de tenir compte de la production par les neutrons (production majoritaire, longueur d’atténuation 160 g.cm^-2), les muons lents (production minoritaire, longueur d’atténuation 1 500 g.cm^-2) et les muons rapides (production minoritaire, longueur d’atténuation 4 320 g.cm^-2 ; Braucher et al., 2011 et références associées). En différenciant les contributions relatives de chacun de ces éléments à la production totale, l’équation (11) devient :

50où P_n est le taux de production par spallation liée aux neutrons, P_µsl et P_µft, les taux de production liés respectivement aux muons lents et rapides (Braucher et al., 2011 et références associées), Λ_n, la longueur d’atténuation des neutrons et Λ_µsl et Λ_µft, les longueurs d’atténuation des muons lents et rapides, respectivement.

51La longueur d'atténuation caractéristique des neutrons plus courte que celle à la fois des muons lents et des muons rapides implique que si la production induite par les neutrons est dominante près de la surface, les réactions induites par les muons deviennent prépondérantes au-delà de quelques mètres de profondeur. L’amélioration constante de la justesse et de la précision des paramètres physiques gouvernant les interactions des neutrons et des muons avec la matière, et en particulier des longueurs d'atténuation très significativement différentes qui leur sont associées (Braucher et al., 2011 et références associées), permet de déterminer aux profondeurs voulues la proportion de ¹⁰Be produite par chaque type de particules. Il devient dès lors théoriquement possible, en utilisant un seul nucléide cosmogénique, d’estimer à la fois la durée d'exposition au rayonnement cosmique et le taux de dénudation de surfaces affectées par des taux de dénudation relativement constants (Braucher et al., 2003 ; Siame et al., 2004). Les concentrations en ¹⁰Be résultant de réactions avec des neutrons très efficacement atténués atteignent en effet beaucoup plus rapidement l'état d'équilibre relativement aux pertes dues à la dénudation et à la décroissance radioactive que celles résultant de réactions avec les muons plus pénétrants (fig. 2 & 4). Les concentrations en ¹⁰Be mesurées à et près de la surface, produites principalement lors d’interactions avec les neutrons, peuvent être utilisées pour déterminer le taux de dénudation alors que celles mesurées à plusieurs mètres de profondeur, produites principalement lors d’interactions avec les muons, peuvent être utilisées pour déterminer la durée d’exposition au rayonnement cosmique. Le couple taux de dénudation - durée d’exposition au rayonnement cosmique, générant l’évolution des concentrations en fonction de la profondeur telle qu’expérimentalement établie, est déterminé en minimisant par la méthode des moindres carrés l’écart entre l’évolution expérimentale et l’évolution théorique, comme exhaustivement exposé dans Braucher et al. (2009). Ce travail démontre par ailleurs que la solution obtenue est une solution unique.

52Bien que les nucléides cosmogéniques stables produits in situ (³He et ²¹Ne) apparaissent théoriquement comme des outils de datation idéaux en raison de l’absence de pertes par désintégrations radioactives, du fait de cette stabilité, ils présentent plusieurs facteurs limitant leur spectre d’application. Ceux-ci se subdivisent en quatre composantes : une primordiale (dégazage du manteau terrestre), une nucléogénique (chaîne de désintégration radioactive de l'uranium et du thorium), une cosmogénique produite dans l’atmosphère et une cosmogénique produite dans les roches de surface (dite in situ). Dans ce cas, C(x,0).e^-λt n’est pas nul et doit donc être déterminé. D’autres paramètres limitent également l’utilisation du ²¹Ne et ³He comme chronomètres. Ils sont sous forme gazeuse et diffusent donc au sein du réseau cristallin de certains minéraux comme le quartz. De plus, il est nécessaire d’établir la composition chimique du minéral cible puisque les taux de production du ²¹Ne et ³He en dépendent. Certaines applications pour la datation ont toutefois été possibles dans certaines conditions.

53D’autres nucléides cosmogéniques produits in situ tels que ³⁶Cl (T_1/2 = 3,0.10⁵ ans), ²⁶Al (T_1/2 = 7,2.10⁵ ans ; Samworth et al., 1972 ; Granger, 2006) et ¹⁰Be (T_1/2 = 1,387.10⁶ ans ; Chmeleff et al., 2010 ; Korchinek et al., 2010) présentent des champs d’application de plus en plus vastes, notamment en géosciences (par exemple : Gosse et al., 2001). Avec une composante nucléogénique négligeable au sein du quartz (Sharma & Middleton, 1989), les nucléides cosmogéniques ¹⁰Be et ²⁶Al sont les plus couramment utilisés en géosciences grâce notamment à la large gamme temporelle d’application. Le quartz (SiO₂) est composé des principaux atomes cibles qui permettent de produire in situ ¹⁰Be et ²⁶Al (¹⁰Be à partir de ¹⁶O, ²⁷Al, ²⁸Si et ⁵⁶Fe ; ²⁶Al, à partir de ²⁷Al, ²⁸Si et ⁵⁶Fe, Lal, 1988). C’est donc le minéral idéal pour la mesure de leurs concentrations, d’autant plus que c’est le plus abondant sur la surface terrestre, qu’il est peu altérable et que son réseau cristallin serré limite fortement les pertes par diffusion et la contamination par le ¹⁰Be atmosphérique. De plus, les faibles concentrations en isotope stable de l’aluminium, ²⁷Al, souvent inférieures à la centaine de ppm, facilitent les mesures de ²⁶Al produit in situ (Nishiizumi et al., 1989, 2007).

4.2 - Exemples d’applications

54Les méthodes de quantification basées sur l’étude des concentrations en ¹⁰Be et/ou ²⁶Al produits in situ dans les quartz de roches exposées au rayonnement cosmique ont permis depuis une quinzaine d’années de développer de nombreuses applications en géosciences. Cette partie vise à faire un résumé des nombreuses études menées avec les nucléides cosmogéniques dans différents domaines des géosciences, tels que la géomorphologie ou la tectonique active (par exemple : Bourlès et al., 2008).

55Il importe tout d’abord de bien contraindre les paramètres physiques et notamment les longueurs d’atténuation des différentes particules contrôlant la production des nucléides cosmogéniques et l’évolution de leur distribution en fonction de la profondeur. Pour les déterminer, des études ont été menées dès l’origine, par exemple, le long d’une veine de quartz recoupant un profil latéritique au Burkina-Faso (Braucher et al., 1998a), et le long de profils profonds au Cameroun et au Gabon (Braucher et al., 2000), au Brésil (Braucher et al., 1998b, 2004) et plus récemment en Espagne (Braucher et al., 2013).

56Une des applications les plus courantes est la quantification des taux de dénudation aussi bien à l’échelle de l’environnement immédiat de l’échantillon tout en permettant des extrapolations plus globales (Gunnell et al., 2007 ; Soares Cherem et al., 2012) qu’à l’échelle de bassins versants (Brown et al., 1995 ; Derrieux et al., 2014).

57D’autres applications en géomorphologie se sont développées depuis une dizaine d’années pour déterminer la mise à l’exposition au rayonnement cosmique de roches préalablement enfouies (pas d’héritage), mais qui, suite à l’érosion glaciaire, se trouvent exposées en surface lors du retrait du glacier. Ces travaux sont de plus en plus nombreux le long de l’arc alpin pour contraindre l’âge des dernières séquences glaciaires (datations de moraines glaciaires ; par exemple : Cossart et al., 2008, 2010), ou pour estimer l’incidence de la déglaciation sur les réseaux hydrographiques (par exemple : Brocard et al., 2003). La décompression alpine qui fait suite à la dernière déglaciation a déstabilisé des pentes et provoqué un certain nombre de glissements de terrain à travers tout l’arc alpin (par exemple : Kubik et al., 2004 ; Bigot-Cormier et al., 2005 ; Le Roux et al., 2009, Zerathe et al., 2014). La datation des cicatrices d’arrachement mises au jour lors de ces glissements (pas d’héritage, puis exposition immédiate au rayonnement cosmique) ou des blocs emportés (pas d’exposition antérieure, transport rapide avec exposition limitée, puis exposition après abandon) permet de dater les différentes phases de ces glissements. Le retrait des glaciers est également la cause d’autres mouvements gravitaires tels que les sackungen alpins (par exemple : Hippolyte et al., 2009, 2012). Le même type de travaux liés à la dernière glaciation a été réalisé pour la chaine pyrénéenne (par exemple : Pallàs et al., 2006 ; Delmas et al., 2011) ou au Tien Shan Kyrgyz (Sanhueza-Pino et al., 2011).

58L’utilisation de la méthode de datation par durée d’exposition ou par CRE (Cosmic Ray Exposure) se développe également de plus en plus pour l’étude de l’aléa sismique sur les grands systèmes de failles à travers le monde. Dans la plupart des cas, les surfaces de marqueurs géomorphologiques, tels que des cônes alluviaux ou des terrasses alluviales, décalés par une faille sont datés afin de déterminer l’ancienneté des derniers mouvements des failles qu’ils ont enregistrés (par exemple : Brown et al., 1998 ; Siame et al., 2001). Ainsi de nombreuses études ont été réalisées sur des zones tectoniquement actives en Asie (par exemple : Ritz et al., 1995, 2006 ; Bellier et al., 1999), en Amérique latine (par exemple : Siame et al., 1997), en Europe (par exemple : Siame et al., 2004), ou au Proche Orient (par exemple : Regard et al., 2005 ; Shabanian et al., 2010). D’autres articles étudient les relations existantes entre la tectonique et le climat par le biais des nucléides cosmogéniques (par exemple : Sanchez et al., 2010).

59Dans cette optique, qui consiste à étudier les mouvements récents sur les failles afin de déterminer l’aléa sismique d’une région, un autre nucléide cosmogénique produit in situ est également utilisé : le ³⁶Cl. Dans des régions où la lithologie dominante est le calcaire, les escarpements de faille laissés par les séismes peuvent être datés. La roche préalablement enfouie est exhumée lors d’un tremblement de terre et exposée au rayonnement cosmique. L’étude de la répartition des âges d’exposition le long d’un escarpement de faille peut permettre de retracer l’histoire des séquences de déplacement sur cette faille (par exemple : Palumbo et al., 2004 ; Schlagenhauf et al., 2011) et ainsi mieux comprendre les mécanismes en jeu sur cette faille.

60D’autres applications du ³⁶Cl sont également en cours de développement tels que la datation du recul d’une falaise (par exemple : Recorbet et al., 2010) ou plus récemment la datation d’un effondrement de la paroi calcaire surplombant l’entrée de la grotte Chauvet (Vallon-Pont-D’arc, Ardèche, France) et qui a entraîné la fermeture de celle-ci jusqu’à sa redécouverte récente (Sadier et al., 2012).

61Bien que théoriquement envisageable, la datation des activités humaines est difficile par cette méthode par durée d’exposition, en raison de scénarios d’exposition au rayonnement cosmique souvent complexes (héritages multiples difficiles à modéliser) (Merchel et al., 2013).

5 - Datation par durée d’enfouissement

5.1 - Principes et méthodes

62La méthode de datation par durée d’enfouissement repose sur la décroissance radioactive différentielle de ²⁶Al (demi-vie 0,717 ± 0,017 Ma ; Samworth et al., 1972 ; Granger, 2006) et du ¹⁰Be (demi-vie de 1,387 ± 0,012 Ma ; Chmeleff et al., 2010 ; Korchinek et al, 2010) produits dans les quartz de roches d’abord exposées au rayonnement cosmique près de la surface terrestre - donc soumises à un régime érosif, puis enfouies. Ces deux éléments sont produits avec un rapport ²⁶Al/¹⁰Be de 6,61 dans les quartz, indépendamment de l’altitude et de la latitude (Braucher et al., 2011 et références associées). L’enfouissement, qui protège du rayonnement cosmique ces roches ou surfaces, peut être consécutif à des phénomènes naturels tels que le dépôt brutal de sédiments, de coulées volcaniques ou autres (Granger, 2006), ou d’origine anthropique tel que le transport et l’abandon de sédiments ou d’artefacts rocheux dans une grotte. Après enfouissement sous une épaisseur de matière suffisante (plusieurs mètres) pour les protéger du rayonnement cosmique, la production des nucléides cosmogéniques cesse quasiment dans la fraction quartzeuse des objets enfouis, et, en raison de la différence entre leurs demi-vies respectives, ²⁶Al décroît plus rapidement que ¹⁰Be. Le rapport ²⁶Al/¹⁰Be décroît alors exponentiellement avec une demi-vie apparente de 1,48 Ma, permettant, connaissant le rapport initial, de dater l’enfouissement des objets considérés (Granger & Muzikar, 2001). Un des avantages de cette méthode de datation par durée d’enfouissement est que le taux de dénudation qui affecte la surface active reste hors-jeu dans la mesure où l’enfouissement protège les sédiments ou surfaces étudiés des processus érosifs superficiels.

63Les concentrations mesurées pour ces deux nucléides dans le même échantillon de quartz enregistrent le même historique d'exposition, de dénudation et d'enfouissement. Elles permettent dès lors de calculer, pour chaque échantillon, un rapport ²⁶Al/¹⁰Be représentatif de cette histoire commune pour chaque échantillon et par conséquent de déterminer l'âge d'enfouissement correspondant.

64En utilisant l’équation (16), le rapport ²⁶Al/¹⁰Be = R_AB, fonction du temps t, de la profondeur x et du taux de dénudation de la surface ε, peut se calculer grâce à la relation :

65où λ_A et λ_B sont les constantes de désintégration radioactive respective de ²⁶Al et ¹⁰Be.

66La durée d’enfouissement t s’exprime alors par :

67L’histoire d’un échantillon peut toutefois être complexe et, dans certaines conditions, l’utilisation conjointe de ¹⁰Be et de ²⁶Al peut permettre de la retracer. Pour des quartz rapidement enfouis et protégés du rayonnement cosmique, le diagramme de l’évolution du rapport ²⁶Al/¹⁰Be en fonction de la concentration en ¹⁰Be permet de visualiser les résultats obtenus. En raison des constantes radioactives significativement différentes de ¹⁰Be et de ²⁶Al (fig. 5), toute surface en régime érosif évolue entre deux courbes limites dessinant une surface appelée « îlot des états stationnaires » (fig. 5).

68L’enveloppe supérieure de cette surface correspond à l’ensemble des solutions pour des temps d’exposition finis et une dénudation nulle, alors que l’enveloppe inférieure correspond à l’ensemble des solutions pour différents taux de dénudation et un temps d’exposition infini. Trois champs sont ainsi délimités dans le diagramme ²⁶Al/¹⁰Be = f([¹⁰Be]). La surface située à droite et au-dessus de la courbe enveloppe supérieure correspond à la « zone interdite » : tout point situé dans cette zone ne peut être expliqué par un modèle géomorphologique et résulte donc très probablement d'une erreur analytique. Pour les surfaces subissant un processus érosif, l’ensemble des concentrations ¹⁰Be et des rapports ²⁶Al/¹⁰Be possibles sera localisé dans la zone située entre les deux courbes limites. La zone située en bas et à gauche de cet « îlot des états stationnaires », correspond à l’ensemble des concentrations ¹⁰Be et des rapports ²⁶Al/¹⁰Be possibles pour des surfaces subissant ou ayant subi un enfouissement. En effet, lorsqu’une surface préalablement exposée est finalement suffisamment enfouie pour être protégée du rayonnement cosmique, les pertes alors dues aux seules décroissances radioactives impliquent une diminution des concentrations en nucléides cosmogéniques. Ces diminutions dépendent de la demi-vie des nucléides cosmogéniques considérés et impliquent pour le diagramme ²⁶Al/¹⁰Be = f([¹⁰Be]) une évolution telle que tout point correspondant initialement à une concentration et un rapport dans « l'îlot des états stationnaires » s'écarte vers le bas et vers la gauche de cette zone. (fig. 5). L'analyse dans ce diagramme des données obtenues à partir des échantillons permet donc de déterminer depuis combien de temps ces derniers ont été enfouis.

69La durée d’enfouissement d’un échantillon peut également être déterminée en modélisant les résultats obtenus. Cette méthode est particulièrement pertinente si les échantillons étudiés ne sont pas suffisamment enfouis pour que le rayonnement cosmique puisse être complètement atténué. Les concentrations en ²⁶Al et ¹⁰Be mesurées dans un échantillon sont alors la somme de celles qui ont été acquises au cours de l’exposition en surface initiale de cet échantillon, corrigées de la décroissance radioactive (pré-enfouissement), et des concentrations accumulées à la profondeur acquise après enfouissement et considérée comme constante (post-enfouissement) (Granger & Muzikar, 2001). Cette concentration en nucléides cosmogéniques accumulés post-enfouissement doit être estimée afin de calculer un âge d’enfouissement aussi juste que possible. En faisant l’hypothèse d’une concentration initiale (héritée) nulle et en considérant que les taux de production et de dénudation (ε) sont constants au cours du temps (t), pour une profondeur x, la concentration en nucléides cosmogéniques N(x,ε,t) est donnée par l’équation (16). La concentration pré-enfouissement est estimée en considérant une durée d’exposition pré-enfouissement infinie. Pour un taux de dénudation déterminé de façon indépendante, l’équation (16) permet dès lors de calculer la concentration pré-enfouissement N(0,ε,∞). Ensuite, la concentration en nucléides cosmogéniques post-enfouissement à la profondeur x de l’échantillon, N(x,ε,T_E), qui correspond à la concentration mesurée moins la concentration pré-enfouissement précédemment calculée, est obtenue pour une durée d’enfouissement T_E, en utilisant l’équation :

70Deux options peuvent être envisagées : soit l’échantillon a été suffisamment profondément enfoui pour avoir toujours été totalement protégé du rayonnement cosmique ou, ce qui est équivalent, il a été profondément et rapidement enfoui, puis récemment exhumé par la dénudation (ex : Granger & Muzikar, 2001), et dans ces cas la post-production peut être négligée (N(x,ε,T_E) = 0) ; soit il a été enfoui à une profondeur autorisant la continuation de l’accumulation de nucléides et le terme N(x,ε,T_E) ≠ 0. Dans le premier cas, toute post-production étant négligée, un âge minimum d’enfouissement peut être déterminé. Dans le deuxième cas, l’hypothèse d’une profondeur d’enfouissement, correspondant à la profondeur d’échantillonnage, constante et d’un taux de dénudation pré- et post-enfouissement constant, conduit à estimer une durée d’enfouissement maximale. Pratiquement, les deux inconnues que sont le taux de dénudation ε et la durée d’enfouissement T_E sont simultanément déterminées au cours de la modélisation en utilisant l’équation (16) pour ¹⁰Be et la même équation pour ²⁶Al et les valeurs des différents paramètres physiques déterminées par Braucher et al. (2011), les taux de production étant spatialisés au site d’échantillonnage (voir Braucher et al., 2003).

71La gamme temporelle pertinente à cette méthode de datation par enfouissement s’étend depuis environ 100 ka, limite inférieure essentiellement liée aux incertitudes expérimentales, jusqu’à 5 Ma, limite supérieure imposée par la sensibilité de la technique de SMA.

5.2 - Exemples d’applications

72Cette méthode, initialement développée pour dater le dépôt de graviers de quartz dans des grottes afin d’estimer des taux d'incision de rivières (Granger & Muzikar, 2001), a acquis depuis une dizaine d’année une notoriété croissante du fait de son application à des datations d’intérêt paléoanthropologique et a participé à faire connaître à la communauté scientifique les nucléides cosmogéniques autres que le ¹⁴C atmosphérique. Parmi les applications les plus spectaculaires de la méthode de datation par durée d’enfouissement, la datation de surfaces d’habitat contenant des fossiles et/ou des artefacts d’intérêt paléoanthropologiques a, en effet, parfois conduit à modifier certaines théories sur l’expansion des premiers homininés à travers les continents.

73En Afrique du Sud, la datation par âge d’enfouissement ²⁶Al/¹⁰Be des brèches fossilifères des grottes de Sterkfontein en 2003, a permis de contraindre à 4,17 ± 0,14 Ma et 4,02 ±0,27 Ma, respectivement, l’âge des fossiles de l’Australopithèque StW 573 et autres restes d’homininés de la grotte de Jacovec qu’elles contiennent (Partrige et al., 2003). Ces nouvelles datations absolues donnaient ces fossiles pour contemporains d’Australopithecus anamensis en Afrique de l’Est. Ces premières datations obtenues pour Sterkfontein ont été remises en question pour des motifs de remaniements sédimentaires affectant le remplissage complexe de la grotte. Une nouvelle étude pluridisciplinaire (Granger et al., 2015) a permis de mieux appréhender la géométrie de ce remplissage et les nouvelles datations par durée d’enfouissement traitées avec la méthode des isochrones montrent que non seulement la brèche contenant StW 573 n’a pas été remaniée de manière significative, mais également que la nouvelle durée d’enfouissement de cette brèche de 3,67 ± 0,16 Ma est bien plus ancienne que les dates retenues jusqu’alors.

74En 2008, les dépôts détritiques de la Sima-del-Elefante, une grotte de la Sierra-de-Atapuerca, dans le nord de l’Espagne ayant livré des restes fossiles (homininés et faunes), donnent un âge d’enfouissement ²⁶Al/¹⁰Be de 1,22 ± 0,16 Ma (Carbonell et al., 2008). Dans cette région déjà connue pour les riches découvertes de fossiles d’homininés telles que celles de la Gran Dolina (Homo antecessor), de la Galeria et de la Sima-de-los-Huesos (Homo heidelbergensis), ces datations absolues attestent l’antiquité de la présence des homininés en Europe reliée à une expansion démographique hors d’Afrique précoce. La Sima-del-Elefante est pour le moment le site le mieux daté d’Europe et le plus ancien des sites présentant des signes d’occupation humaine en Europe.

75De la même manière, en 2009, l’échantillonnage dans les niveaux stratigraphiques à industries acheuléennes de la formation alluviale de Rietputs (Vaal River, Windsorton, Afrique du Sud) a permis de déterminer des âges moyens d’enfouissement ²⁶Al/¹⁰Be de 1,57 ± 0,22 Ma et 1,26 ± 0,10 Ma (Gibbon et al., 2009). Ces datations absolues indiquent donc que le dépôt d’alluvions grossières contenant des artefacts prédomine de 1,8 à 1,35 Ma, suivi par celui d’alluvions fines entre 1,35 et 1,15 Ma. Il peut dès lors être conclu que des homininés utilisant ces outils lithiques étaient présents dans le sud de l’Afrique aussi précocement que leurs homologues de l’Afrique de l’Est.

76De nouveau en 2009, la méthode par durée d’enfouissement a été utilisée sur le site de la grotte de Zhoukoudian, Localité 1, d’où provient l’Homo erectus de Zhoukoudian, communément connu sous le nom « Homme de Pékin » (Guanjun Shen et al., 2009). Ce site est un des sites mondiaux majeurs du Paléolithique avec la découverte de six crânes d’homininés sub-complets, de nombreux os postcrâniens appartenant à une quarantaine d’individus, 98 espèces de mammifères fossiles non-homininés et des dizaines de milliers d’artefacts en pierre. Combinée avec une étude de la magnétostratigraphie, la datation absolue d’échantillons de sables riches en quartz et d’artefacts en quartzite provenant tous des strates inférieures du site a donné une durée moyenne d’enfouissement de 0,77 ±0,08 Ma. Cet âge, toujours controversé pour une partie de la communauté archéologique, est considérablement plus élevé que celui jusqu’alors supposé et implique la présence d’homininés sur ce site du nord de la Chine dès le stade isotopique 18 (~0,72-~0,75 Ma) correspondant à une période glaciaire relativement douce.

77Depuis 2007 et l’installation de l’équipement national ASTER au CEREGE, à Aix-en-Provence, les chercheurs de l’équipe du LN2C (Laboratoire National des Nucléides Cosmogéniques), en plus des applications des nucléides cosmogéniques en géomorphologie, paléoclimatologie et tectonique active, ont développé la méthode de datation ²⁶Al/¹⁰Be dans le cadre de recherches archéométriques conduites avec des partenariats internationaux.

78En 2010, au cours d’une étude préliminaire du site de fouille de Dungo IV, région de Baia Farta, province de Benguela en Angola, quatre artefacts pré-acheuléens en quartzite ont été datés par cette méthode (Gutierrez et al., 2010). Sur un site proche, celui de Dungo V, d’autres pièces taillées ont été découvertes dans deux squelettes de baleine, dans une zone réputée jusqu’alors défavorable à la fossilisation. Réparties entre 0,77 ± 0,08 Ma et 2,01 ± 0,09 Ma, les durées d’enfouissement calculées conduisent à une valeur moyenne de 1,38 ±0,09 Ma. Ces quatre durées attestent l’ancienneté des artefacts angolais, avec des âges proches de ceux déterminés pour la Formation de Rietputs en Afrique du Sud (Gibbon et al., 2009) ou ceux estimés pour le site acheuléen de Bouri dans le Moyen Awash en Ethiopie (Clark et al., 2003).

79L’instrument national ASTER a également été utilisé dans le cadre de recherches menées dans le sud de l’Inde sur le site paléolithique d’Attirampakkam (Pappu et al., 2011). Combinée là aussi avec des mesures de paléomagnétisme, la durée moyenne d’enfouissement de 1,51 ± 0,09 Ma, obtenue pour six artefacts, traduit la grande antiquité du peuplement du sud de la péninsule indienne.

80Des datations préliminaires ont été réalisées sur des galets de quartz provenant de niveaux archéologiques de deux sites du Paléolithique ancien de Corée du Sud, ceux de Mansu-Ri, Localité 4 et Wondang-Jangnamgyo (de Lumley et al., 2011). Pour le site de Mansu-Ri, Localité 4, les données préliminaires obtenues sur deux galets de quartz de la couche archéologique 5 impliquent des durées d’enfouissement de 479 ±153 ka et 407 ±119 ka. Pour la couche archéologique 3 de Wondang-Jangnamgyo, deux blocs de quartz ont été analysés. Si l’un permet d’estimer une durée d’enfouissement de 394 ±138 ka, cohérent avec les données de Mansu-Ri, l’autre conduit à une durée d’enfouissement de 1 327 ±139 ka qui semble indiquer, pour ce galet, une histoire d’exposition plus complexe composée de phases successives d’enfouissement et d’exposition. Les durées d’enfouissement autour de 400 000 ans, vieillissent l’apparition des homininés en Corée du Sud par rapport aux travaux antérieurs, mais sont en accord avec les industries lithiques de ces dépôts rattachées au Paléolithique ancien.

81Enfin, dans le cadre d’un projet pluridisciplinaire Tubitak-CNRS entre la Turquie et la France, le travertin fossilifère d’où provient une calotte crânienne d’Homo erectus archaïque découverte en 2002 à Kocabaş, Denizli, Turquie et décrite en 2008 (Kappelman et al., 2008), a fait l’objet d’une étude géochronologique. Les données paléomagnétiques obtenues tout le long de cette série travertineuse longue de plus de 93 m et les durées minimales d’enfouissement des deux niveaux conglomératiques encadrant le travertin fossilifère (Lebatard et al., 2014a,b), contraignent l’âge de son dépôt entre 1,1 et 1,6 Ma. Etant donné l’inversion magnétique observée, l’âge proposé pour la fin du dépôt du travertin fossilifère d’où provient la calotte crânienne et des fossiles de grands mammifères villafranchiens est antérieur à 1,22 Ma (intervalle normal de Cobb Mountain). En attestant l’antiquité de l’occupation humaine sur la péninsule anatolienne, cette étude remet en cause les connaissances actuelles de la dispersion d’Homo erectus en Eurasie. De plus, la chronologie obtenue implique un synchronisme avec le peuplement initial de l'Europe (Carbonell et al., 2008) et fournit jusqu’ici la preuve la plus solide de la présence d'Homo erectus en Asie occidentale.

6 - Conclusion et perspectives

82Depuis le milieu des années 1980 et suite aux importants progrès techniques et méthodologiques réalisés, un nombre toujours croissant de publications fait état des grandes potentialités de l’utilisation des nucléides cosmogéniques en géosciences, notamment en géomorphologie quantitative et en géochronologie du Quaternaire. Les améliorations techniques apportées à l’instrumentation (SMA) ayant permis une diminution significative des seuils de détection de ces nucléides rares et les innovations conceptuelles ayant élargi les types de substrats utilisables et les questions scientifiques pouvant être abordées, les nucléides cosmogéniques deviennent des outils indispensables pour contraindre et quantifier l’histoire récente de l’évolution de la surface terrestre. Il n’en reste pas moins vrai que la qualité et la pertinence des résultats obtenus suite à l’utilisation des nucléides cosmogéniques nécessitent un travail préparatoire essentiel en amont. Il importe, en effet, de comprendre aussi précisément que possible les processus géologiques qui ont présidé à la mise en place et qui sont en cours sur les sites étudiés afin d’identifier les sites d’échantillonnage les plus appropriés pour répondre à la question scientifique posée et les moins affectés par des processus limitants et/ou mal contraints. La fiabilité des résultats obtenus et leur cohérence dépendent donc d’un travail de terrain préalable particulièrement bien mené et d’un relevé précis, lors de l’échantillonnage, des informations géographiques (latitude, altitude, profondeur et écrantage) nécessaires à leur interprétation. Le choix des échantillons, puis les différentes étapes de leur préparation chimique doivent être des plus rigoureux.

83Les divergences qui ont pu apparaître entre les interprétations dérivées des résultats obtenus grâce aux nucléides cosmogéniques et la réalité géologique des sites d’étude, souvent associées à des hypothèses initiales peu présices et/ou erronées, ont été avantageusement exploitées pour réviser et faire progresser la systématique des nucléides cosmogéniques, permettant notamment des révisions théoriques fondamentales et des avancées conceptuelles importantes.

84Dans l’état actuel des connaissances et des avancées technologiques, la justesse et la précision des résultats dépendent essentiellement de la justesse et de la précision des taux de production utilisés. Relativement à ces paramètres, ²⁶Al et ¹⁰Be produits dans le quartz apparaissent comme les outils les mieux adaptés pour une applicabilité spatiale large sur une gamme temporelle étendue. C’est notamment le cas pour toutes les applications basées sur la méthode de datation par durée d’enfouissement. Néanmoins, afin de pouvoir étendre les applications des nucléides cosmogéniques produits in situ à l’ensemble des contextes géologiques, de nombreux efforts sont actuellement consentis pour, justement et précisément, contraindre leurs taux de production dans divers type de minéraux : olivine, sanidine et feldspath par exemple pour ce qui concerne le ¹⁰Be et ²⁶Al (par exemple : Blard et al., 2008 ; Ivy-Ochs et al., 2007), les silicates et basaltes pour ce qui concerne le ³⁶Cl (par exemple : Schimmelpfennig et al., 2009, 2011).

85Certaines questions restent cependant toujours en suspens comme la méthodologie la plus pertinente pour la mise à l’échelle spatiale des taux de production calibrés au niveau de la mer et à haute latitude (SLHL), la prise en compte de la variabilité spatio-temporelle de l’intensité du champ magnétique terrestre et l’écrantage par le couvert neigeux sur des durées souvent inconnaissables.

86Le réchauffement climatique actuel confronte les sociétés au dramatique retrait des glaciers dont la fonte pourrait avoir un impact non seulement sur la disponibilité en eau (hydroélectricité, agriculture, industrie, eau potable) due aux modifications du ruissellement des glaciers et de la couverture neigeuse, mais également sur les risques naturels (inondations, chutes de pierres dues au réchauffement du permafrost, éboulements massifs dus à la décompression glaciaire). Afin d’anticiper les conséquences de ces changements environnementaux drastiques et réussir à s’adapter, il est fondamental de mieux comprendre comment les glaciers réagiront à moyen et long terme à l’évolution climatique pronostiquée pour le futur. Il est nécessaire pour ce faire d’étudier une période passée au cours de laquelle les glaciers étaient plus petits qu’aujourd’hui. Or, il y aurait eu au début de l’Holocène, il y a ~11 500 ans, une longue période plus chaude et plus sèche qu’aujourd’hui où les glaciers auraient été moins étendus. Une nouvelle méthode basée sur le couple des nucléides cosmogéniques carbone-14 et béryllium-10 (¹⁴C/¹⁰Be) produits in situ dans le quartz est en cours de développement afin de déterminer la durée du rétrécissement passé des glaciers. Les données chronologiques obtenues par cette nouvelle méthode à la fois sur le retrait et sur l’avancée d’un glacier devraient permettre de quantifier la sensibilité naturelle des glaciers aux paramètres climatiques principaux que sont la température et les précipitations et apporter une meilleure compréhension de la réponse du système glacio-hydrologique au réchauffement climatique, permettant ainsi de modéliser la dynamique future des glaciers étudiés (Hippe et al., 2012 ; Schimmelpfennig et al., 2012 ;. Goehring et al., 2014 ; Young et al., 2014).

87Pour ce qui concerne les applications basées sur l’utilisation du ¹⁰Be produit dans l’atmosphère, il apparaît nécessaire de mieux contraindre son comportement bio-physico-géochimique dans différents contextes environnementaux et dans différents types de substrats aux caractéristiques contrastées, tels que notamment différents types de sols. Les lacunes actuelles en limitent, en effet, le champ d’application en géosciences continentales, même si dans le domaine marin les avancées sont importantes.