Utilisateur:Amoursoudofe/Brouillon

Cette page est un brouillon appartenant à Amoursoudofe

Conseils de rédaction

→ N'hésitez pas à publier sur le brouillon un texte inachevé et à le modifier autant que vous le souhaitez.
→ Pour enregistrer vos modifications au brouillon, il est nécessaire de cliquer sur le bouton bleu : « Publier les modifications ». Il n'y a pas d'enregistrement automatique.

Si votre but est de publier un nouvel article, votre brouillon doit respecter les points suivants :

Respectez le droit d'auteur en créant un texte spécialement pour Wikipédia en français (pas de copier-coller venu d'ailleurs).
Indiquez les éléments démontrant la notoriété du sujet (aide).
Liez chaque fait présenté à une source de qualité (quelles sources – comment les insérer).
Utilisez un ton neutre, qui ne soit ni orienté ni publicitaire (aide).
Veillez également à structurer votre article, de manière à ce qu'il soit conforme aux autres pages de l'encyclopédie (structurer – mettre en page).

→ Si ces points sont respectés, pour transformer votre brouillon en article, utilisez le bouton « publier le brouillon » en haut à droite. Votre brouillon sera alors transféré dans l'espace encyclopédique.

INTRODUCTION

<<Le passé est une lampe placée à l'entrée de l'avenir, pour dissiper les ténèbres qui le couvrent>> selon Félicité Robert Lamennais. L'histoire est donc très important dans la vie . Les choses ne sont seulement passés à notre époque, il faut donc une restitution. Cette restitution, que sa soit en géologie ou en biologie , elle ne peut se faire que sous la mesure du temps d’établir la chronologie des événements . A cet effet le développement des sciences a permis la mise au point de méthodes permettant de dater des matériaux témoins de nos origines, de notre histoire lointaine, histoire de la terre, histoire de la vie. On se demande alors Comment se fait l’enregistrement du temps par la géochronologie ? C'est donc la préoccupation autour de laquelle notre réflexion sera porté au cours de cet exposé.

ll RÉALISATION

Clarification du thème 1- généralité sur le thème

A- Échelle du temps géologiques

Echelle des temps géologique est un système de classement chronologique utilisé, notamment en géologie, pour dater les événements souvenus durant l’histoire de la terre. Les premières échelles des temps trouvent leur source au 18ème (XVIIIème) siècle mais prennent une forme de datation précise avec Arthur Holmes, dans les années 1930. Celui-ci publie une première l’échelle en 1937 et il est aujourd’hui reconnu comme le père de l’échelle des temps géologiques. Bénéficiant du croisement de plusieurs disciplines scientifiques, celles concernant notamment les techniques de datation, la science de la chrono-stratigraphie ne cesse de s’enrichir, les échelles doivent être périodiquement mises à jour, avec des âges numériques donnés avec une précision accrue. Les dernières échelles publiées intègrent notamment les magnétochrones (inversions du champ magnétique terrestre) et comportent 5 à 6 niveau et sous-niveau normalisés. D’anciennes nomenclatures, notamment celles des ères primaire, secondaire, et tertiaire, ont ainsi été abandonnées au profit de subdivisions plus précises et rigoureuses. L’échelle des temps géologique débute généralement avec l’âge estimé de la terre, soit plus de 4,6 milliards d’années. B- Histoire géologique et temps géologiques

Dans une région, il est de dater les événements géologiques les uns par rapports autres, de déterminer leur chronologie relative. Ces événements peuvent être situés dans un calendrier, une échelle des temps géologiques, élaborée par les géologues. Un étage correspond, il est possible à un ensemble de strates observé dans une localité précise et aux terrains de même âge observés ailleurs. Il port un nom tiré de celui de cette localité. Un étage est caractérisé par un ensemble de fossiles stratigraphiques. Plusieurs étages sont regroupés en un système encadré par une transgression plus importante qui marque sont début, et par une progression également plus importante qui indique sa fin. Les méthodes de la géologie historique permettent de situer l’histoire géologique d’une région par rapport à celle d’autres régions. Ainsi, la sédimentation dans le bassin aquitain est contemporaine et celle qui s’est produite dans le bassin parisien.
C-Erès géologique et temps géologique

1- La délimitation des ères

On distingue généralement selon leur âge, à la surface notre planète, trois types de chaînes de montagnes : les chaînes calédoniennes, plus anciennes (mais d’autre qui constituent l’ossature des grands continents sont plus anciennes encore), les chaînes hercyniennes, enfin les chaînes alpines, les plus récentes. Ainsi en diverses régions du Globe, des chaînes étendues ont à peu près le même âge, calédonien, ou hercynien, ou alpin ; des cycles orogéniques s’y sont déroulés à peu près aux mêmes époques géologiques. D’autre part, les mêmes changements dans la faune et dans la flore se sont produits en même temps sure toute la planète. Ces deux types d’événements se produisent à peu près en même temps à la surface du Globe sont utilisées par les géologues pour les ères. Par exemple, la discordance correspondant à la fin du cycle orogénique hercynien est utilisée pour marquer la limite entre l’ère primaire et l’ère secondaire. Ce passage de l’ère primaire à l’ère secondaire est également daté par un changement de flore et de faune (disparition des Trilobites et des Fusulines, développement des ammonites et des grands reptiles...)

2- La distinction entre ères secondaire et l’ère tertiaire.

La distinction entre l’ère secondaire et l’ère tertiaire s’appuie sur les changements également importants de flore et de faune qui produisent entre Crétacé et l’Eocène : disparition des grands reptile et des Ammonites, développement des Mammifères et des Nummulites… Ici, la délimitation passage d’une ère à une autre correspond : - A la fin du cycle orogénique - A la disparition, et à l’apparition de groupes animaux et végétaux - A la coïncidence de ces types d’événements. Mais tous les cycles orogéniques et tous les changements de faune et de flore ne sont pas utilisés. Ainsi, le cycle orogénique calédonien s’achève au milieu de l’ère primaire ; sa fi coïncide avec un changement paléontologique (disparition des Graptolites) ; l’ère primaire dont le début correspond au premier terrain riche en fossiles, pourrait scindée en deux… Quant à l’ère quaternaire, son début est marqué par l’apparition de l’homme. Mais on discute pour savoir quel est le premier des ancêtres de l’home actuel qu’il soit véritablement un homme… . L’étude de l’ère quaternaire fondée aussi sur les traces de grande glaciation.

3- la durée des temps géologiques La mise au point de technique permettant de mesurer l’âge absolu des terrains a confirmé l’énorme durée des temps géologique, et permis d’évaluer la durée des périodes définies par les méthodes précédentes. Elle a conduit à se rendre compte que ces périodes n’ont pas la même valeur. L’analyse de l’échelle des temps géologique en donne une idée : l’ère primaire a davantage que les ères secondaires et tertiaires réunis. La durée du Précambrien est près de 8 fois celle de l’ère primaire. Quant à l’ère quaternaire, son début remonte à 2.000.000 d’années environ, sa durée est plus courte que celle de la plupart des étages. A mesure que l’on rapproche des temps actuels, les terrains, les fossiles sont mieux conservés et connus, la datation peut être plus précise, le découpage des temps géologiques plus détaillés Grâce en particulier au cycle orogénique, aux changements de flore et de faune, les géologues divisent l’histoire géologique de la terre en ère successives. Des techniques récentes permettent d’établir leur durée véritable et l’âge absolu des terrains

2- Explication du thème : le temps et la géochronologie Le temps Le temps est une notion fondamentale conçu comme un milieu infini dans lequel se succèdent des évènements et considéré souvent comme une force agissant sur le monde, les êtres. C'est un point repérable dans une succession par référence à un "avant" et un "après".

 La géochronologie

La géochronologie est l’ensemble des méthodes utilisées en science de la terre pour dater la succession des événements géologique ayant marqué l’évolution de la terre et pour assigner un âge aux roches et aux minéraux. La géochronologie permet ainsi d’établir un classement des phénomènes géologique et des grands faits de l’évolution en unité géochronologique (périodes, époques, ères et âges) . Les méthodes de la géochronologie

A- La géochronologie relative

La datation relative regroupe l'ensemble des méthodes de datation permettant d'ordonner chronologiquement des événements géologiques ou biologiques, les uns par rapport aux autres. Elle vient en complément ou opposition à une datation absolue.Elle repose sur les principes géologiques et le principe d'identité paléontologique.

Les principes géologiques

La succession des phénomènes géologiques entraîne des modifications des roches et des paysages qui peuvent échapper à l'observation directe. Néanmoins, l'ensemble rocheux en conserve des traces qu'il est possible d'interpréter, en partant du principe que les lois physico-chimiques n'ont pas changé (principe d'actualisme). Cette reconstitution repose sur quatre principes. Le principe de superposition

Ici, la strate 1 est située sous la strate 2 et est donc plus âgée. De même, 2 est plus ancienne que 3. Le principe de superposition peut s'énoncer ainsi : une couche de roches sédimentaires est plus récente que celle qu'elle recouvre et est plus ancienne que celle qui la recouvre. Une strate est un ensemble sédimentaire ou volcanique délimité par deux surfaces plus ou moins parallèles qui correspondent à des discontinuités ou à des changements de composition. Avant d'appliquer ce principe, les géologues doivent rechercher si l'empilement des strates a été modifié par un accident tectonique (notamment grâce aux critères de polarité paléomagnétique). Le principe de recoupement Ici, la faille F affecte les strates 1 et 2 mais pas la strate 3.

Elle est donc plus récente que 2 mais plus ancienne que 3.

Un événement (intrusion magmatique, faille, plissement, discordance, érosion) qui provoque un changement dans la géométrie des roches est postérieur à la dernière strate qu'il affecte et antérieur à la première strate non affectée. Tout événement géologique qui en recoupe un autre lui est postérieur. Lorsque des couches horizontales reposent sur des couches plissées, on a une zone de contact anormale entre ces deux ensembles : on parle de discordance angulaire. Cela indique qu'il y a eu plissement puis érosion. Le principe de continuité Bien que la base d'une strate soit plus âgée que son sommet, on considère qu'elle a le même âge sur toute son étendue même si sa composition change. Ce principe ne peut pas s'appliquer dans les zones de transgression ou de régression marine.

Le principe d'inclusion

Les morceaux de roche inclus dans une autre couche sont plus anciens que leur contenant.Toute inclusion est plus ancienne que la structure qui l'entoure.

En fonction des fossiles contenus dans une strate, et en faisant référence à une série sédimentaire choisie et datée, on peut déterminer l'âge relatif d'une strate ou d'une roche. On définit ainsi une biozone (un intervalle de temps pendant lequel plusieurs espèces vécurent ensemble).

Principe d'identité paléontologique

Les espèces d'ammonites s'étant renouvelées très rapidement, elles ont eu une durée de vie très courte. Par contre, elles occupent un vaste territoire géographique. Grâce à ces caractéristiques, les ammonites permettent une datation relative de terrains sédimentaires même à de très grandes distances. Un fossile stratigraphique est un fossile ayant une durée de vie relativement brève mais une vaste répartition géographique (ex: Cleistopora geometrica). Il permet ainsi une datation relative de terrains très distants et n'ayant pas forcément la même composition grâce au principe suivant : deux terrains présentant les mêmes fossiles stratigraphiques sont du même âge.

https://Géochromologie+absolue.org/géochromologie+absolue

Référence date et notation

On exprime un âge, soit par rapport à l'an 0 de notre ère, soit par rapport à l'année 1950. La référence utilisée est indiquée par un suffixe apposé derrière la valeur numérique de l'âge : EC ou apr. J.-C. en français pour les âges postérieurs à l'an 0 (CE ou AD en anglais) ; AEC ou av. J.-C. en français pour les âges antérieurs à l'an 0 (BCE ou BC en anglais) ; AA ou AP en français pour les âges antérieurs à 1950 (BP en anglais) Méthodologie de datation absolue Le plus souvent, les méthodes de datation absolue utilisent des phénomènes de transformations physico-chimiques dont la vitesse est connue : la mesure du degré de transformation permet de dater le début du processus considéré. Les méthodes de datation absolue peuvent être classées en quatre groupes principaux, selon qu'elles se basent sur la décroissance radioactive, les défauts cristallins, la diffusion chimique ou la cyclicité de certains phénomènes.

Méthodes fondées sur des phénomènes radioactifs

OnOn distingue les méthodes directes et des méthodes isochrones. Les premières sont ainsi qualifiées car on y applique directement la loi fondamentale de la radioactivité reliant l'activité au nombre d'atomes radioactifs initialement présents, qui donne directement accès à l'âge. Ce type de méthode nécessite de connaître l'abondance initiale de l'isotope utilisé, ce qui n'est possible que rarement. Les méthodes isochrones visent à éliminer cette inconnue par divers raisonnements propres à la géochimie. Méthodes directes: méthode de carbone 14 et potassium-argon 1- La datation par le carbone 14, dite également datation par le radiocarbone ou datation par comptage du carbone 14 résiduel, est une méthode de datation radiométrique fondée sur la mesure de l'activité radiologique du carbone 14 (14C) contenu dans la matière organique dont on souhaite connaître l'âge absolu, c'est-à-dire le temps écoulé depuis la mort de l'organisme (animal ou végétal) qui le constitue. Le domaine d'utilisation de cette méthode correspond à des âges absolus de quelques centaines d'années jusqu'à, et au plus, 50 000 ans. L'application de cette méthode à des événements anciens, tout particulièrement lorsque leur âge dépasse 6 000 ans (préhistoriques), a permis de les dater beaucoup plus précisément qu'auparavant. Elle a ainsi apporté un progrès significatif en archéologie et en paléoanthropologie En outre, en 1950, Willard Frank Libby réalise la première datation au carbone 14. L'appellation BP (Before Present ) prend alors tout son sens : c'est l'histoire avant 1950. Et en 1960, il reçoit le prix Nobel de chimie pour le développement de cette méthode

Mesure de l'âge d'un échantillon de matière organique La désintégration radioactive du carbone 14 obéit à une loi de décroissance exponentielle caractérisée par sa demi-vie . Dater un échantillon de matière organique consiste à mesurer le rapport 14C/C total (ce qu'il reste de radiocarbone naturel à la suite de la désintégration) et à en déduire son âge. Le rapport 14C/C total est mesuré soit indirectement par la mesure de l' activité spécifique (nombre de désintégrations par unité de temps et par unité de masse de carbone) due au radiocarbone naturel qui est proportionnelle au rapport 14C/C total , soit directement par spectrométrie de masse . Quand elle fut mise au point par Libby à la fin des années 1940, la datation par le carbone 14 passait par la mesure de la radioactivité des échantillons ce qui était délicat du fait de la faiblesse du signal (il y a peu d’atomes de radiocarbone dans l’échantillon analysé, surtout après quelques milliers d’années, et encore moins qui se désintègrent) et du bruit de fond (radioactivité naturelle, rayons cosmiques, Limites de la datation par le carbone 14 La datation par le carbone 14 est une méthode très utilisée par les archéologues, mais son utilisation présente quelques limites : c'est la date de mort de la plante ou de l'animal qui a servi de matière première qui est mesurée, pas celle de la construction ou de l'utilisation ou de la modification de l'objet à dater ;l'élément que l'on veut dater doit avoir incorporé du carbone dans des proportions équivalentes à celles de l'atmosphère ; elle ne s'applique donc qu'aux matériaux organiques et en aucune façon aux produits minéraux ; la méthode s'appuie sur le principe d' actualisme et suppose que le rapport 14 C/C est resté constant dans l'atmosphère depuis la mort de l'élément à dater jusqu'à aujourd'hui ; ce n'est p tout à fait le cas et des corrections sont donc nécessaires (cf. ci-dessus ) ; la fermeture du système de l'élément à dater es aussi indispensable ; s'il incorpore de nouveaux atomes de carbone après sa mort, le rapport 14C est bouleversé et le résultat ne sera pas fiable ,la quantité de carbone radioactif diminue de moitié tous les 5 730 ans, valeur conventionnelle de la période de cet élément ; donc, seuls des éléments datant de moins de 50 000 ans au maximum (soit environ huit périodes) présentan une quantité mesurable avec une précision asse bonne peuvent être datés ; de plus l' incertitude croît en fonction de l'âge des matériaux et les résultats sont approximatifs au-delà de 35 000 ans ; pour des âges plus anciens, d'autre méthodes sont mises en œuvre comme la datation au potassium-argon ou la datation par le couple rubidium-strontium qui permettent de dater des roches, ou la thermoluminescence . 2- La datation par le potassium-argon (ou K-Ar) est une méthode de datation radiométrique qui permet de déterminer l'âge d'un échantillon de roche par la mesure des concentrations relatives des isotopes potassium 40 et argon 40. La méthode de datation K-Ar s'applique à une roche provenant de la solidification d'un magma entièrement dégazé, et repose sur l'hypothèse que cette roche ne contenait pas d'argon au moment de sa formation. Une datation de la roche est possible quand l'un des minéraux la constituant contient du potassium, et que le minéral a piégé la totalité de l'argon formé lors de la désintégration du 40K. Les minéraux sont alors datés en mesurant les concentrations de 40K et de 40Ar accumulés. Le dosage de 40K et de 40Ar nécessite l'emploi de techniques raffinées de spectrométrie de masse mises en œuvre dans des laboratoires spécialisés. La période radioactive du 40K est de 1,25 milliard d'années ; la méthode permet ainsi de dater des roches couvrant la quasi-totalité des âges géologiques avec une bonne précision. Les minéraux les mieux adaptés à cette méthode sont la biotite, la muscovite et les feldspaths. La datation par le potassium-argon permet de dater les minéraux des roches métamorphiques et des roches volcaniques. Elle est particulièrement précieuse en archéologie préhistorique, notamment en Afrique de l'Est où les niveaux de cendres volcaniques sont fréquents dans les sites archéologiques. Elle a notamment permis de dater les sites d'Olduvai et les empreintes de pas de Laetoli. b. Méthode isochrone La méthode isochrone de datation met à profit la désintégration radioactive d'un isotope-père P en un isotope-fils stable F, quand l'élément chimique dont F est un isotope a au moins un isotope stable et non radiogénique . Cette méthode vérifie l'équation suivante : (F/φ)=(F/φ)o + (eλt - 1)(P/φ)

où λ désigne la constante radioactive de l'isotope P, et (F/Φ) 0 la valeur initiale du rapport isotopique (F/Φ).

Méthodes fondés sur des défauts cristallins a- Thermoluminescence de fluorite. La thermoluminescence est un phénomène physique lié à la capacité de certains cristaux d'accumuler l'énergie cédée par les rayonnements ionisants issus de la radioactivité et de restituer cette énergie sous forme de lumière lorsqu'ils sont chauffés. Il s’agit aussi d’une technique expérimentale utilisée dans plusieurs domaines scientifiques comme l’archéologie, la géologie, la médecine, la physique des corps solides, la biologie, la chimie organique, etc. Lorsqu’il est question de datation d’un pmatériel archéologique, on s’intéresse à l'accumulation d'énergie dans les différents matériaux composant l'objet étudié depuis son existence. Cette énergie provient de la radioactivité de l'environnement ambiant. Un cristal comme le quartz, qui est présent dans plusieurs minéraux, est capable d'accumuler cette énergie avec ses failles cristallines. Cette énergie consiste en l’accumulation d’électrons qui se retrouvent dans un état excité. Lorsque ces électrons demeurent assez longtemps dans cet état, ils deviennent métastables. Une émission d'une raie lumineuse peut alors être possible en provoquant une relaxation des électrons à un état fondamental. Pour ce faire, l’échantillon est chauffé ou illuminé, puis en retournant à l’état fondamental, l’électron peut émettre un photon à une certaine longueur d'onde qui peut être caractéristique de l'âge du minéral. Lorsque la température de chauffage est assez élevée et est adéquate pour l’échantillon analysé, les électrons sont relaxés pour la période de luminescence. L’âge géologique de plusieurs échantillons peut alors être estimé avec la thermoluminescence et une formule qui relie l'accumulation et la remise a zéro de l'énergie d'un minéral. Cette méthode a démontré une grande précision en archéologie, puisque maintenant l’âge peut être estimé jusqu’à des centaines de millions d'années.. La formule utilisée pour approximer l’âge est la suivante [9] : âge= P(Gy) / D( Gy.a-1)= P/( Dα +Dβ+ Dγ) P (Gy) représente la dose cumulative d'énergie en (gray) qui a été absorbée des rayons radioactifs naturels d’un minéral jusqu’à maintenant d'un kilogramme de masse depuis sa dernière cuisson[7] . D (Gy.a -1 ) correspond à une dose d'énergie venant de la radioactivité par 1 kilogramme de poids en (gray) d'échantillon absorbée par unité de temps[7] . Cette technique est aussi applicable à des terres de foyer, des fours, des laves, et en général à tout milieu contenant les cristaux sensibles et ayant été soumis à des températures importantes dans le passé. Cette technique est aussi applicable à des terres de foyer, des fours, des laves, et en général à tout milieu contenant les cristaux sensibles et ayant été soumis à des températures importantes dans le passé. Limites de cette méthode La mesure peut être faussée par tout événement inconnu qui aurait chauffé fortement l'échantillon, comme un incendie. Pour les fours de potier, on n'obtiendra que la datation de la dernière utilisation. D'autre part, l'exposition accidentelle de l'échantillon à une source radioactive artificielle brouille définitivement les calculs. Les cristaux ont une limite naturelle de stockage de la radioactivité naturelle. Au-delà d'un certain seuil, ils ne réagissent plus. On estime à 700 000 ans l'ancienneté maximale mesurable avec la méthode de la thermoluminescence. Cette limite est plus basse dans les régions où la radioactivité naturelle est importante b- datation par luminescence optiquement stimulée. La luminescence optiquement stimulée (de l'anglais Optically Stimulated Luminescence ou OSL) est une technique utilisée pour la datation des minéraux. Cette technique repose sur le principe que dans certains minéraux, tels que le quartz et le feldspath , les électrons de leurs cristaux peuvent être piégés entre la bande de valence et la bande de conduction suite à une excitation par la radiation ionisante émise par des radionucléides présents naturellement dans le sol (p.ex. isotopes radioactifs d' uranium et thorium , ou potassium-40 ) ou par les rayons cosmiques. En exposant l'échantillon de minéral à la lumière, les électrons piégés sont promus à la bande de conduction et ensuite retournent à la bande de valence en émettant un photon. L'intensité de cette lumière émise par l'échantillon est directement proportionnelle à la quantité des charges piégées et alors peut être utilisée pour estimer le temps que l'échantillon a été enterré dans le sol. Principe Dans un cristal , les orbitales électroniques sont séparées en bandes d'énergie croissante. En général, les bandes inférieures sont remplies alors que les bandes supérieures sont vides. La bande peuplée par les électrons de valence est appelée la bande de valence . Il s'agit de la bande occupée ayant la plus haute en énergie. La bande vide la plus basse en énergie se nomme la bande de conduction. Dans le cas d'une substance isolante, ces deux bandes sont bien séparées. Il y a donc très peu de mouvements d'électrons. Par contre, dans le cas d'un métal, ces deux bandes se rencontrent. Il est donc facile d'exciter un électron de la bande de valence pour le faire passer dans la bande de conduction. Il peut ensuite se déplacer librement dans tout le cristal avant de revenir à la bande de valence [2] . Ce phénomène engendre la conductivité électrique des métaux. Transitions des électrons à la base du phénomène de la luminescence optiquement stimulée. En réalité, les cristaux sont très rarement parfaits. Les imperfections des cristaux (par exemple la présence d'un atome de titane au lieu d'un atome de silice dans le quartz) ajoutent des orbitales qui se situent entre la bande de valence et la bande de conduction[3] . Des imperfections dans la géométrie d'une partie du cristal engendre le même résultat, comme les orbitales des atomes de cette partie ne s'alignent pas avec celles du reste [4] . Les bandes électroniques n'expliquent donc que le comportement général du cristal. Le cristal reçoit naturellement de la radiation de son environnement. Le plus souvent du temps, cela se produit lorsqu'un cristal est situé à côté d'un élément radiatif comme le carbone 14. Cette radiation peut exciter des électrons de la bande de valence et les promouvoir à la bande de conduction si elle possède l'énergie correspondant à cette transition (soit 8.7eV dans un cristal de quartz) [5] . Cette promotion crée un "trou", un manque d'électron dans la bande de valence. Dans un cristal parfait, l'électron circule dans la bande de conduction pendant un certain temps, avant de redescendre dans un autre trou de la bande de valence. Par contre, en présence d'imperfections, l'électron peut plutôt relaxer jusqu'à une orbitale de l'imperfection (aussi appelé "piège électronique"). L'électron atteint un état méta-stable et y restera jusqu'à ce qu'il absorbe assez d'énergie pour regagner la bande de conduction et relaxer jusqu'à la bande de valence, émettant de la lumière UV.[3] La lumière du soleil est suffisante pour exciter l'électron hors de cet état méta-stable et réduire la population d'électrons dans les orbitales des impuretés à zéro dans l'ordre des secondes. Une température entre 200°C et 400°C peut aussi "réinitialiser" les électrons du cristal [3] . En laboratoire, on peut irradier un échantillon avec de la lumière visible provenant d'une DEL pour vider les états méta-stables et mesurer la quantité de lumière UV produite. Ceci permet de quantifier la quantité de radiation ambiante emmagasinée dans le cristal (voir la section Applications ). Les cristaux sous la surface de la terre, c'est-à-dire la très vaste majorité d'entre eux, sont protégés de la lumière, mais reçoivent tout de même de la radiation, soit la radiation ambiante de leur environnement. Les électrons s'accumulent donc dans les pièges électroniques en fonction du temps et de l'intensité de la radiation ambiante. En connaissant la moyenne de radiation reçue par l'échantillon par année (à l'aide d'un dosimètre, c'est-à-dire un appareil mesurant la radiation de son environnement) et la quantité d'électrons dans un état méta-stable, on peut calculer le temps écoulé depuis la dernière réinitialisation. Ceci permet de savoir depuis quand un échantillon de sable est enfoui, par exemple. Évidemment, les échantillons ne doivent pas être exposés à la lumière lorsqu'ils sont prélevés, sinon la mesure sera faussée à la baisse. Ainsi, on peut voir le cristal comme une pile. Pour une même masse, un cristal protégé de la lumière pendant plus longtemps émettra davantage de lumière UV. La radiation ambiante le charge sur une période de 10 à 10⁵ années, et la lumière le décharge sur une période de seulement 1s à 100s. L'accumulation d'électrons dans les pièges électroniques est significative pour de courtes périodes de temps seulement si la radiation est intense. En mesurant la radiation absorbée pour une période de temps connue, on peut calculer l'intensité de la radiation, pourvu qu'elle soit suffisamment forte pour produire un signal au-dessus de la limite de détection. Pour améliorer le signal, les détecteurs peuvent faire appel à des tubes photomultiplicateurs.

Matériel et montage

Le matériel requis pour assurer le fonctionnement d'une expérience en luminescence stimulée optiquement (OSL) repose sur 4 composantes : un système de chauffage, un système de détection de la luminescence, une source lumineuse et une chambre d'irradiation [6] . Une approche répandue est d’utiliser un film de polystyrène couvert d'une couche extérieure d’oxyde d’aluminium dopé avec du carbone (Al₂O₃ : C) [7] . À noter qu’il est possible d’utiliser de la porcelaine, quartz et d’autres matériaux de céramique [8] . Les films possèdent un diamètre petit (7,25 mm) et possèdent une épaisseur de 0,3 mm [8] . Pour la source de stimulation (lumière), une source DEL (Diode ÉlectroLuminescente) est souvent utilisée à une longueur d’onde de 470 nm ou 520 nm (soit les valeurs du spectre de la couleur bleu et vert) [9] . Schéma des composantes essentielles pour l'instrument de luminescence stimulée optiquement

Suite au bombardement de la cible par des photons de la DEL, les électrons sont libérés des pièges et émettent des photons qui se dirigent vers le système de détection. Ils frappent d'abord un photomultiplicateur qui amplifient le signal de plusieurs ordres de grandeur, soit typiquement 10⁶ [10] . Ensuite, le signal généré par le détecteur s’achemine au transducteur qui transforme le signal analogique en signal digital pouvant être traité par ordinateur. De plus, le montage peut être miniaturisé, produisant par exemple le dosimètre de Landauer [11]. Cet appareil est de la taille d’un cellulaire et il est portatif. Il repose sur les mêmes composantes et principes de fonctionnement de OSL : une DEL stimule les détecteurs, la lumière émise par le matériel OSL (Al₂O₃ : C) est détectée et mesurée par un photomultiplicateur en utilisant un système qui permet de compter le nombre de photons dans le système avec une grande sensibilité. La lumière émise par OSL est proportionnelle à la dose de radiation. Par la suite un algorithme de dose détermine les résultats d’exposition du à la radiation[12] . Cet accessoire est spécialisé pour la section de dosimétrie par irradiation. Pour la section de datation radiative, le travail s’effectue souvent dans un laboratoire pour des applications géologiques.

Modes de fonctionnement

Il existe aussi 2 modes de fonctionnement pour la luminescence stimulée optiquement : le monde d’ondes continues (continious wave stimulation OSL) et stimulation pulsée (pulsed stimulation OSL).

Mode d'ondes continues (CW-OSL)

Pour le mode CW-OSL, l’excitation reste constante et la luminescence émise est détectée pendant la stimulation. Il est donc important d’utiliser des filtres pour pouvoir différencier la lumière stimulée et la lumière émise [8] . Aussi, lorsque soumise à une source DEL avec longueur d’onde autour de 520nm (lumière verte), l’énergie de la lumière visible est suffisante pour vider les électrons piégés dans le matériau de OSL[8] . Les matériaux dans ce cas peuvent être du feldspath ou bien du quartz. Cependant, la luminescence peut être stimulée dans le feldspath avec des longueurs d’onde se rapprochant à l’infrarouge (autour de 850 nm). Donc les 2 modes de CW-OSL utilisés pour prendre des mesures sont la luminescence stimulée par infrarouge (IRSL) et luminescence stimulée par lumière verte (GLSL). Pour la IRSL, le feldspath est utilisé et pour la GLSL, le feldspath, le quartz, la céramique et d’autres matériaux synthétiques (Al₂O₃ : C) sont utilisés. Pour l’IRSL et la GLSL il est important d’éviter une variation de la source lumineuse, parce qu’elle affecte directement le tube du photomultiplicateur (PM). Pour contourner ce problème, il faut utiliser des combinaisons de filtres pour la stimulation optique et le détecteur. D’ailleurs, l’ordre d’atténuation entre la réponse de la lumière stimulée et le PM doivent se situer autour de 10‾¹⁶ pour être capable de diminuer significativement l’impact de la lumière perdue provenant de la source d’excitation [8] . Ceci provient du fait que le faisceau d'excitation est beaucoup plus intense que la lumière émise par la relaxation de l'échantillon. Si le détecteur enregistre un signal causé par la source, les variations de signal causées par l'âge de l'échantillon risquent de ne pas être statistiquement significatives par rapport à aux fluctuations dans l'intensité de la source. Il est possible d’obtenir d'éviter cela en utilisant des filtres d’interférences du côté de l’excitation ainsi que des filtres de détection avec une transmission sélective (tel qu'illustrer sur le schéma ci-contre).

Mode de stimulation pulsée

Au lieu d'une stimulation continue, des pulsations de quelques millisecondes peuvent être utilisées, après laquelle la luminescence de l'échantillon est mesurée [8] . La puissance appliquée à chaque pulsation se situe entre 10 mW à 2 W. [8] Ces paramètres permettent de mesurer efficacement la luminescence stimulée optiquement du Al₂O₃ : C. De plus, il a été démontré que, plus le temps d'excitation est petit, plus qu’il y aura de lumière émise après cette même pulsion par rapport à l'autre mode (mode d'ondes continues). L'utilisation d'un système de OSL pulsé contourne la nécessité de filtres pour pouvoir distinguer la lumière stimulée de la lumière émise [8] . De plus, les sources d’excitations continues ont une petite gamme de longueurs d’onde à utiliser pour stimuler le matériel OSL, contrairement aux sources pulsées. Comme l’émission ne peut pas être détectée pendant l'excitation, le mode CW-OSL n'est pas en mesure de détecter un signal lors de la période d'excitation continue [8] . Or avec un mode d'excitation pulsé, il est possible d'effectuer des mesures entre chaque excitation. L’utilisation de ce mode est particulièrement pratique pour effectuer de la dosimétrie de radiation, car il faut seulement des pulses qui durent une couple de millisecondes pour être capable de lire le signal généré par la OSL. Cette méthode est donc très efficace pour pouvoir utiliser des doses de radiation de manière sécuritaire sans mettre en danger l'utilisateur. Il est aussi possible d’obtenir plusieurs lectures à partir d’un seul échantillon . c- Résonance paramagnétique électronique

La résonance paramagnétique électronique (RPE ), résonance de spin électronique ( RSE ), ou en anglais electron spin resonance ( ESR) désigne la propriété de certains électrons à absorber, puis réémettre l'énergie d'un rayonnement électromagnétique lorsqu'ils sont placés dans un champ magnétique . Seuls les électrons non appariés (ou électrons célibataires), présents dans des espèces chimiques radicalaires ainsi que dans les sels et complexes des métaux de transition , présentent cette propriété. Ce phénomène est utilisé dans la spectroscopie par résonance paramagnétique électronique. Celle-ci permet de mettre en évidence la présence d'électrons non appariés dans des solides, des liquides ou des gaz et de déterminer l'environnement de ces derniers. Il sera possible, par exemple, de connaître le type de noyaux atomiques à proximité de ces électrons non appariés et d'en déduire éventuellement la structure d'une molécule . La majorité des espèces chimiques stables possédant des paires d'électrons appariés, cette technique permettra de mettre en évidence les espèces chimiques possédant des électrons non appariés de manière très spécifique . Par ailleurs, du fait de l'importance du moment magnétique de spin de l'électron, cette technique est également très sensible.

Parmis tant d'autres applications, la RSE est également utilisée dans le cadre de datations en archéologie préhistorique. Alors que la thermoluminescence s'applique aux cristaux de quartz et de feldspath, la RSE s'applique aux cristaux de quartz, calcite, apatite (os et dents), sulfates et phosphates qui ont subi des bombardements radio-actifs naturels, venant des sols (sédiments et roches ambiants), endommageant les mailles cristallines de minéraux cristallisés en déplaçant des électrons qui sont ensuite piégés dans d'autres défauts de la maille. Ces cristaux, chauffés (par action naturelle ou humaine), exposés à la lumière (cas des sédiments avant enfouissement) ou nés d'une nouvelle cristallisation, ont leurs pièges vidés, ce qui remet l'horloge à zéro. La datation consiste à mesurer l'accumulation, qui est fonction du temps, des électrons à nouveau piégés [3] . La RSE s'applique en particulier à l'émail dentaire de grands mammifères fossiles, à des grains de quartz extraits de sédiments archéologiques ou à des carbonates (stalagmites, coraux, etc.). Son champ d'application est très étendu, d'environ 20 000 ans à un million d'années [4] .

d- datation par les traces de fission. Traces de fission révélées dans un minéral observé au microscope optique La datation par les traces de fission est une méthode de datation radiométrique qui repose sur l'analyse des traces laissées dans un minéral par la fission spontanée de l' uranium 238 qu'il contient [a] , [1] . Cette méthode peut être utilisée pour dater la formation d'un matériel géologique ou archéologique, ou le dernier épisode de haute température d'une roche. Les premières traces de fission ont été observées en 1959 au microscope électronique ; en 1962 est découverte une méthode chimique d'élargissement des traces, ce qui permet de les observer avec un microscope optique [1] .

Principe

Tout matériau contenant naturellement de l' uranium contient à un âge donné la même proportion d' uranium 235 et d' uranium 238 [b] . L'uranium 238 a plusieurs modes de désintégration , le principal est une désintégration α en thorium 234, mais une petite partie (5,45 × 10 −5 % du nombre total de désintégrations) des atomes d'uranium 238 se désintègre par fission spontanée [2] . Les autres atomes présents dans la nature et pouvant subir une fission spontanée sont essentiellement l' uranium 235 (7 × 10 −9 % du nombre total de désintégrations[3] ) et le thorium 232 (1,1 × 10 −9 % du nombre total de désintégrations[4] ) mais ces cas sont marginaux et peuvent être ignorés, si bien que l'on considère que toute trace de fission est due à une fission spontanée d'uranium 238 [1] . De là, on peut déduire par simple comptage du nombre de traces le nombre de fissions spontanées d'uranium 238 ayant eu lieu dans le matériau, en déduire le nombre d'atomes d'uranium 238 s'étant désintégré par fission spontanée ou désintégration α et donc en mesurant la quantité d'uranium encore présent dans l'échantillon déduire la quantité d'uranium présent au moment de sa formation[1] . La connaissance de la constante de désintégration de l'uranium 238 permet alors de calculer l'âge de l'échantillon [1] . De plus la longueur des traces de fission, de l'ordre de la dizaine de micromètres, est significativement supérieure à la longueur des traces provoquées par d'autres phénomènes, comme le recul d'un noyau qui subit une désintégration qui provoque une trace d'une longueur de l'ordre du dixième de micromètres[1] . Il est donc possible de distinguer relativement facilement les traces de fission. Pour pouvoir dater du matériel jeune il faut donc que celui-ci soit riche en uranium ; tandis que pour dater de vieilles roches il faut utiliser des minéraux qui en contiennent peu[1] . Paramètres La méthode des traces de fission ne s'intéresse pas aux atomes produits par fission mais seulement aux défauts physiques provoqués par celle-ci [1] . Ces défauts peuvent disparaître sous l'effet de contraintes extérieures, principalement la température mais aussi dans une bien moindre mesure sous l'effet de l'altération chimique des roches et sous de fortes pressions [1] . Les âges mesurés sont donc généralement les âges de refroidissement des roches en dessous d'une certaine température dépendant du matériau . Méthode fondé sur des phénomènes de diffusion : hydratation de l'obsidienne L' hydratation de l'obsidienne est une méthode de datation développée en 1960 par Irving Friedman et Robert Smith. L' obsidienne est un verre naturel d'origine volcanique utilisé pour réaliser des artefacts. Lors du débitage ou du façonnage de l'objet commence à se former à sa surface une couche hydratée dont l'épaisseur croît au cours du temps. La mesure au microscope de l'épaisseur de cette couche permet d'évaluer le temps écoulé depuis le débitage. Le processus d'hydratation est fonction du type d'obsidienne employé : il faut donc en connaître la provenance. La température constitue un deuxième facteur : l'obsidienne s'hydrate par exemple plus rapidement sous les tropiques que dans des régions septentrionales. La méthode nécessite donc un étalonnage Méthodye fondés sur la vitesse des réactions chimiques

a- racémisation des acides aminés

La datation par racémisation des acides aminés est une méthode qui s'est développée depuis 1970. Fonction du temps et de la température, elle s'applique aux matières organiques, comme les os et coquilles et repose sur un double phénomène : la capacité des êtres vivants à produire des acides aminés avec une configuration spécifique ; la conversion de ces acides aminés, dits L ou lévogyres, en acides aminés D ou dextrogyres, après la mort de l'organisme. Les plages chronologiques concernées peuvent correspondre aux quelques derniers millénaires ou à plusieurs millions d'années mais cette méthode doit être utilisée avec prudence car la cinétique de racémisation dépend des conditions environnementales et le système à dater doit être considéré comme fermé vis-à-vis des acides aminés.

b- méthodes par assimilation post-mortem de l'uranium et du fluor.

Uranium

Uranium 238 se transforme en thorium 230 en passant par plusieurs éléments radioactifs intermédiaires formant une chaîne. Au cours des temps, des transformations arnomal de l'un où de l'autre des élémentsintermédiaires peuvent se produire à cause de divers processus géochimiques, créant ainsi des déséquilibres dans la chaîne de transformation. Lorsque les conditions du milieu clos sont reconstituées, la chaîne tend à reprendre son état d'équilibre. Si le temps écoulé est inférieur au temps nécessaire pour le rétablissement de l'état d'équilibre, la mesure de la quantité de Thorium 230 formé permettra de savoir à quel instant du retour à l'équilibre on se trouve et de donner l'âge de l'échantillon analysé, sachant que la période de retour à l'équilibre du Th230 est approximativement de 300 O00 ans. La technique de mesure a été récemment perfectionnée. Cette méthode a servi à dater, entre autres, des coraux, des outils pris dans des concrétions marines, des ossements restés isolés du milieu environnant. Ce fut le cas du crâne d'ïzumo sapiens sapiens, Omo 1, trouvé in situ et daté de 130 O00 ans. Cette méthode difficile demande beaucoup de précautions, car des contaminations parasites peuvent se produire, conduisant à des résultats erronés. Le nombre d'ossements datables par cette méthode est limité par le fait qu'ils doivent obligatoirement se trouver en milieu Clos.

Le fluor

Il existe presque partout dans les eaux du sol. Son dosage dans les ossements ou les dents permet donc de savoir si ces pièces fossiles ont séjourné plus ou moins longtemps sous terre ou si des ossements différents, provenant d'un même gisement, sont contemporains ou non. Il s'agissait de datation relative. Mais on commence maintenant à étudier sa vitesse de diffusion à la suite de la mise à nu d'une surface lithique, comme pour l'hydratation de l'obsidienne. Il s'agit alors de datation absolue concernant des objets archéologiques taillés ou des blocs naturels (matériaux oxydés, cristallins ou non). Panni les perspectives d'avenir, R.P. GIOT et L. LANGOUET mentionnent l'utilisation des lasers infra-rouges pour activer sélectivement les vibrations des mol6cules contenant du Carbone 14, ce qui devrait simplifier le dosage du radiocarbone, l'espoir d'utiliser la diminution avec le temps de la teneur en Calcium 41 qui se trouve indirectement dans les os des vertébrés, la mise en service de machines progra,mmées qui commencent à apparaître, pour la thermoluminescence, aux Etats-Unis et en Grande Bretagne, afin de réaliser diverses phases de mesure sans intervention humaine.

Les archéomètres souhaitent une collaboration plus fonctionnelle avec les archéologues : ils ont besoin d'échantillons valables? déjà bien datés archéologiquement lors de la fouille pour exploiter l'archéomagnétisme et la dendrochronologie qui nécessitent un étalonnage préalable. Mais on doit limiter les mesures aux cas où un apport est attendu, si la mesure et l'échantillon sont significatifs. L'archéologue doit connaître l'ensemble des techniques disponibles, les degrés de précision à en attendre? les spécialistes à contacter ... L'archéologue et l'archéomètre ont intérêt à discuter ensemble l'interprétation des résultats, surtout lorsqu'il y a incompatibilité de dates. "Les compétences sont à associer et non à confronter". Il faudrait multiplier les laboratoires de service, c'est-à-dire de routine, à côté des laboratoires de recherche mettant au point les techniques (R.P. GIOT et L. LANGOUET). En outre, des datations d'un site, préalablement aux fouilles, seraient utiles, notamment par des carottages profonds et bien verticaux. Un bilan complet de l'apport des datations physico-chimiques et objectives a la connaissance du passé africain ne peut-être exposé ici. Nous retiendrons seulement quelques exemples qui montrent à quel point on pouvait se tromper avant l'existence des techniques scientifiques de datation. Méthodes fondés sur des phénomènes cycliques ou récurrents.

a- Dendrochronologie

Foret utilisé pour le prélèvement d'échantillons. La dendrochronologie a été inventée et développée au cours du XXe siècle par A.E. Douglass , le fondateur du Laboratory of Tree-Ring Research de l’ Université d'Arizona . Plusieurs siècles auparavant Léonard de Vinci avait déjà décrit le principe des cernes de croissance et leurs variations en fonction des conditions climatiques. Edmund Schulman (1908-1958) et Fritz Schweingruber (1935-) ont également largement contribué au développement scientifique de la discipline. Sous des latitudes moyennes, les arbres poussent en produisant du bois lorsque les conditions climatiques sont favorables (du début du printemps à la fin de l' été). Au printemps, les cernes sont clairs car les vaisseaux conduisant la sève sont plus larges, ce qui permet des flux plus importants. L'analyse d'un échantillon de bois en repérant ses anneaux de croissance et en attribuant à chacun d'entre eux un millésime de formation, permet de déduire les conditions climatiques contemporaines à la vie de l'arbre. En prenant des échantillons dans différents sites d'une même région et ayant poussé à des époques différentes mais se recoupant, il est possible de recomposer une séquence sur plusieurs siècles et de créer une chronologie de référence permettant de réaliser des études paléo-climatiques . L'idéal est bien sûr d'avoir une tranche d'arbre multi-centenaire. La comparaison du profil de croissance d'un morceau de bois d'une époque indéterminée avec cette chronologie de référence permet sa datation exacte à l'année près. Cette propriété a permis d'établir des courbes de calibrage pour corriger les résultats de la datation par le carbone 14, qui supposait une concentration de carbone 14 constante dans l'atmosphère au cours des siècles alors que celle-ci a varié. Depuis quelques décennies, les datations par le carbone 14 sont calibrées et donc plus précises. La dendrochronologie est une des meilleures méthodes de datation absolue utilisées en archéologie pour les périodes remontant jusqu'au Mésolithique (env. 7000 ans av. J.-C.), qui permet de dater des objets ou des sites (à Charavines, en Isère, dès 1974, un habitat néolithique fut le site français pionnier dans cette discipline[2] ). Elle permet une datation très précise, à l'année près, mais nécessite que des éléments en bois de taille suffisante soient conservés. b- méthodes par le comptage de varve Varves datées du Pléistocène à Scarboro Bluffs, Toronto , Ontario, Canada. Les varves les plus épaisses f Une varve est une couche ou strate sédimentaire qui s'est déposée en une année, au fond d'un lac. Cette stratification est due à des variations annuelles du climat ( saisons ). L'étude des varves est utile pour dater des événements climatiques et géologiques récents. Sur certains affleurements, on peut aisément différencier l'alternance des varves d'hiver et des varves d'été, ces dernières étant nettement plus sombres en raison de l'accumulation de matière organique d'origine végétale au cours de la période estivale.

c- Archéomagnétisme

L' archéomagnétisme est une branche du paléomagnétisme qui se concentre sur l'étude des empreintes du champ magnétique terrestre enregistrées dans les matériaux archéologiques · Méthodologie La datation archéomagnétique nécessite un élément non perturbé qui a une forte probabilité de contenir un vestige magnétique de la dernière fois qu'il est passé à travers le point de Curie. Cela implique une masse suffisante pour prendre des échantillons et un matériau contenant suffisamment de magnétite pour tenir le magnétisme résiduel. En outre, l'élément doit être dans une zone pour laquelle une courbe de variation séculaire[5] existe. Une fois que les paléodirections d'éléments archéologiques datés indépendamment sont déterminées, elles peuvent être utilisées pour compiler un dossier de variation séculaire pour une région particulière, connue comme un SVC. Le Laboratoire Archéomagnétique du musée de l'État de l' Illinois possède des courbes de variation séculaire de tous les États-Unis. Des analyses complémentaires des échantillons, comme la dendrochronologie ou la datation radiométrique, aident à affiner les courbes régionales. d- méthode par dénombrement des caractères d'impact. Le dénombrement des cratères d'impact est une méthode de datation absolue de la surface ou d'une portion de surface d'un corps céleste ( planète , planète naine, satellite , astéroïde ou comète [a] ). L'âge obtenu est appelé âge de cratérisation. Cette méthode est basée sur l'idée qu'une surface nouvellement formée est dépourvue de cratères d'impact , et que ceux-ci s'accumulent ensuite au fil du temps. Pour l'appliquer il faut procéder à un comptage exhaustif (sur toute la surface ou sur une portion représentative) des cratères de diamètre supérieur à un certain seuil (qui dépend de la résolution des photographies ou des images radar disponibles). Il faut aussi être capable d'estimer le taux de cratérisation. Ce dernier a été calibré dans le cas de la Lune grâce aux échantillons ramenés sur Terre par les sondes Luna et les missions Apollo .

Ill -CONCLUSION : résumé

En conclusion, les sciences nous ont permis de mettre sur pied plusieurs méthodes d'enregistement du temps. En effet, la géochronologie repose sur deux grandes types de datation : datation relative et la datation absolue. Chronologie relative consiste à classer dans le temps des structures et des évènements biologiques ou géologiques les uns par rapport aux autres. On distingue deux groupes de méthodes de datation relative : les méthodes physiques ( superposition, recoupement , continuité et inclusion) et les méthodes paléontologiques. Quand a la datation absolue, elle permet d'estimer l'âge d'une roche , d'un minéral , d'un fossile et donc d'estimer la durée des phénomènes géologiques. Elle se fondent sur plusieurs méthodes que sont: les méthodes Bassées sur des phénomènes radioactifs, sur des défauts cristallins, des phénomènes de diffusion , des phénomènes cycliques ou reccurents et celles Bassées sur la vitesse des réactions chimiques. Ces différentes techniques de la géochronologie ne sont pas sans limite, il faut donc dans chaque cas , une prise de conscience sur les limites pour éviter des fausses résultats.

IV- Utilité du thème

D'après les scientifiques et plus clair les connaissances acquises en 4ème (SA2) et en 1 ère D (SA1) , la terre date de 4,5 milliards d'années. Nous savons que la vie n'était pas en ces temps . Pourtant, l'homme arrive à construire cette connaissance c'est donc une restitution et possible que par la géochronologie. L'enregistrement du temps par la géochronologie nous a permis donc de comprendre les méthodes de datation, leurs principes et limites. Il est donc important car la géochronologie est une science au service de l'histoire géologique et de plus << le passé doit conseiller l'avenir >> d'après Sénèque. Références : connaissances antérieures, internet ( wikipédia), consultation des personnes ressources Débat :orale Fin