I / Historique des travaux géologiques





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Géologie de la Désirade

I / Historique des travaux géologiques
Les premiers observateurs, Hill (1899), J.W. Spencer (1900), Woodring (1928) et Schuchert (1935), considèrent que l’île est entièrement formée de calcaires récifaux néogènes ou quaternaires.
En 1934, dans son rapport sur les résultats d’une mission pour la recherche du pétrole à la Guadeloupe, L. Barrabé montre que « cette île est constituée en réalité par un complexe éruptif et volcanique surmonté seulement par une couverture peu épaisse de calcaires vraisemblablement miocènes ».
En 1953, cet auteur conclut ainsi un article, publié dans le Bulletin de la Société Géologique de France : « le problème essentiel qui reste à résoudre concernant la Désirade est celui de l’âge de son socle éruptif et volcanique », et un peu plus loin, « en l’absence de formation sédimentaire susceptible d’être datée dans le substratum de cette île, il est logique d’adopter un âge post-éocène pour les intrusions granodioritiques de la Désirade » (par comparaison avec les séries volcaniques anciennes des Petites Antilles du nord).
Les mêmes conclusions se retrouvent dans la notice explicative de la carte géologique au

1/50 000 ème, feuille de Marie-Galante, la Désirade, Iles de la Petite Terre, publiée en 1966 d’après les levés effectués par A. de Reynal de Saint-Michel.
Les années 1970 voient les missions se multiplier : L.K. Fink, B.M. Gunn et M.-J. Roobol, J.-M. Mattinson et A.C. Hopson identifient les formations volcaniques et plutoniques du socle désiradien comme représentatives d’un complexe ophiolitique et surtout publient les premières datations obtenues par radiochronologie, soit 145 à 150 millions d’années.

En 1976 et 1978, D. Westercamp effectue des levés détaillés lui permettant de tracer les contours de formations géologiques de la carte au 1/25 000ème de la Désirade, publiée en 1980. Cette dernière marque un tournant fondamental dans l’histoire des travaux et servira, à l’auteur, de base pour la description d’un itinéraire remarqué dans le Guide géologique régional Martinique Guadeloupe Saint-Martin la Désirade, de 1980.

Plus récemment, l’article de Montgomery et al. (1992) apporte des compléments d’information particulièrement estimables puisqu’ils confirment, sur des indices biostratigraphiques (grâce aux microfossiles de radiolaires), l’âge jurassique terminal des formations de base de l’île.
En 2004, K. Gauchat publie une « geochimistry of Desirade island rocks ». Cette étude apporte des arguments nouveaux sur l’origine des matériaux constitutifs du socle, regroupés ici en 5 unités : il ne s’agirait pas d’un cortège ophiolitique (portion de croûte océanique et de manteau supérieur) mais de roches présentant de fortes affinités géochimiques d’arc tholéiitique.

II/ Description des terrains
1) Les grands ensembles géologiques (d’après les publications de D. Westercamp et de K. Gauchat évoquées ci-dessus)
A la Désirade, affleurent des terrains pouvant être regroupés en quatre unités dont trois appartiennent au complexe magmatique de base : le « cortège ophiolitique » du nord-est,

  • le massif acide du centre, associé au précédent dans une série méta-andésitique mésozoïque,

  • la série andésitique supérieure qui marque le point final de l’activité magmatique dans ce secteur des Petites Antilles (arc ancien, paléogène),

  • les couvertures calcaires de la table et du panneau surbaissé occidental et les récents « récifs soulevés » ou terrasses marines.


Les couvertures calcaires : d’une épaisseur cumulée dépassant rarement 130 m, les bancs calcaires constitutifs du Plateau de la Montagne et du Morne à Marthe présentent des faciès monotones zoogènes beiges à blancs (ils peuvent prendre un aspect crayeux le long des grandes falaises de la côte nord) souvent caverneux (ce sont les « roches à ravets » locales). Les microfaciès biomicritiques et biomicrosparitiques, les nombreux restes de polypiers et d’algues encroûtantes, confèrent souvent aux sédiments une texture packstone à boundstone. Ces calcaires proviennent très probablement de sédiments accumulés en contexte récifal et ont été datés, grâce aux foraminifères qu’ils contiennent, du Pliocène inférieur à moyen (4 à 5 Ma) par P. Andreieff (notice de la carte géologique de la Désirade, 1980).

Les premiers bancs reposent en nette discordance sur le substratum éruptif de l’île comme cela s’observe sur les magnifiques coupes naturelles des falaises de la côte nord. Ils contiennent souvent des galets, blocs, graviers, sables provenant de l’érosion des roches sous-jacentes : ce sont alors de véritables conglomérats et poudingues, témoins de la transgression pliocène
Des calcaires beaucoup plus meubles, organo-détritiques, cernent le Morne à Marthe et le Morne Blanc. Ils ont livré une belle microfaune (foraminifères) du Pliocène inférieur et ont été interprétés comme des dépôts de mer plus ouverte, au pied du « récif » de la table. Les terrasses marines, dont certaines s’inscrivent dans le périmètre proposé pour la future réserve naturelle, seront décrites dans les pages suivantes.
Le massif acide du centre : il s’étend, pour l’essentiel, entre les deux grands systèmes de faille qui tronçonnent l’île en trois blocs. Le premier s’aligne sur les deux ravines la Rivière et Cybèle, le deuxième correspond à la Coulée du Grand Nord, grande marche d’escalier entre Grand Montagne et Morne à Marthe. Il est constitué de roches magmatiques plutoniques (les seules de l’île) : diorites et diorites quartziques ou trondhjémites.

Ces dernières, leucocrates et de texture grenue, montrent des assemblages de quartz et de feldspaths plagioclases (andésine et surtout oligoclase) de taille millimétrique, avec quelques minéraux opaques accessoires. Elles présentent fréquemment un faciès d’altération (suite aux actions hydrothermales entre autres) avec albitisation des plagioclases, grains d’épidote, lattes de chlorite, et prennent ainsi une teinte vert d’eau très pâle.

Les diorites, roches de couleur très claire également, ne comportent que de rares quartz à côté des cristaux de feldspaths plagioclases (andésine), d’amphibole (hornblende verte), de pyroxène (augite) et de minéraux d’altération (chlorite et épidote).

Les affleurements les plus spectaculaires de ces roches acides se déploient le long de la côte nord de l’île, spécialement entre la Pointe du Grand Nord et la Pointe à Claire, où les falaises, régulièrement lessivées par les averses violentes de l’hivernage, apparaissent zébrées d’innombrables dykes (parfois plurimétriques) d’andésite très sombre (fig. 3.18). Pour diverses raisons, K. Gauchat pense qu’andésites et diorites se sont mises en place à la même époque. Les affleurements situés le long des falaises bordant la table calcaire, au sud-est, se font beaucoup plus rares puisqu’ils sont bien souvent masqués par une couverture d’éboulis plus ou moins stabilisés. Quelques échantillons de trondhjémite peuvent cependant être récoltés le long de la route D 207 à hauteur de Trou Madame

Dans la zone de contact entre massif acide et « cortège ophiolitique » du nord-est, nous avons pu observer de curieuses structures en forme de « cônes de glace », de « giclées de magma » à zonations concentriques, résultats d’intrusions dioritiques dans le matériau basaltique ou inversement. Ces investigations, rendues possibles depuis une barque saintoise, demandent confirmation par des levés à terre.

Enfin, il convient de souligner l’importance des trondhjémites pour leur contribution à la connaissance de l’histoire géologique de l’île puisqu’elles ont permis les premières datations par radiochronologie de son complexe de base : 142,2  9,7 Ma par la méthode K/Ar (Fink et al., 1971), 145-150 Ma par la méthode 206Pb/238U sur les seuls zircons et par la méthode 207Pb/206Pb (Mattinson et al., 1973 et 1980).
Le « cortège ophiolitique » du nord-est : baptisé ainsi par L.K. Fink en 1968, ce complexe commence à l’est de la Ravine Cybèle et se compose de roches de types variés : laves acides à faciès de rhyolites et de dacites, brèches volcaniques, scories en bouses de vache, laves basaltiques débitées en coussins (ou pillows), radiolarites, dykes rhyolitiques et andésitiques, hyaloclastites.

A l’extrémité est de l’île, figure une faille orientée SW-NE, de Baie Mahault à la Baie du Grand Abaque, que l’on pourrait nommer grande faille de l’est désiradien. Particulièrement facile à repérer dans le paysage, cette cassure sépare des terrains de teintes générales bien différentes : orangée au nord, brune avec une nuance verte au sud. Les matériaux sous-jacents livrent un début d’explication à ces coloris variés : au nord se trouve une épaisse coulée de rhyolite, au sud des coulées de basalte.
La région du Grand Abaque correspond à un ancien appareil volcanique dont le cône pyroclastique se situait vers la Pointe à Mombin, là où se sont empilés les scories, les coulées de brèches et les blocs parfois plurimétriques. Ce site d’émission, probablement aérien, est masqué vers le sud-ouest par l’épaisse coulée évoquée ci-dessus. La roche constitutive de cette dernière présente toutes les caractéristiques d’une rhyolite : texture porphyrique avec phénocristaux de feldspaths plagioclases blancs et de quartz gris gros sel, pâte aphanitique de teinte rougeâtre. A l’instar des roches du massif acide du centre, les matériaux constitutifs du Grand Abaque présentent de nombreux minéraux secondaires, résultant d’altérations hydrothermales. Plusieurs dykes andésitiques recoupent les formations précédemment décrites, avec une orientation préférentielle est-ouest.

Au sud de la grande faille de l’est désiradien, débutent des affleurements de coulées de basalte sous-marines, fréquemment débitées en coussins (pillow lavas pour nos collègues anglophones). Ce type de structure atteste de laves mises en place sous l’eau en formant des boules visqueuses qui s’empilent et se moulent les unes sur les autres. Ces coussins prennent parfois l’allure de tubes et montrent une croûte à structure hyaline (figure de trempe due au refroidissement très rapide du magma au contact de l’eau de mer), présentant fréquemment des petites bulles blanchâtres (quartz, calcite). Leur cœur peut receler une prismation radiale bien développée.

La texture de ces roches basaltiques oscille entre microlitique et porphyrique. Leur paragenèse offre un assemblage de phénocristaux de feldspath plagioclase (lattes claires), de clinopyroxène (à composition d’augite), d’olivine (rare), noyés dans une pâte vitreuse plus ou moins recristallisée. L’assemblage originel est cependant rarement conservé car ces roches ont subi, comme toutes celles constitutives du complexe magmatique de base de l’île, un métamorphisme basse température/basse pression ainsi qu’une altération hydrothermale secondaire avec développement de zéolites.

Le caractère sous-marin de cette série se voit confirmé par la présence de fines stratifications de radiolarites et de rares dépôts de hyaloclastites que nous décrirons plus en détail dans les pages qui suivent.

Des coussins de lave basaltique s’observent également tant le long des falaises sud de l’île, jusqu’en limite de la Ravine Cybèle qu’au pied des falaises nord jusqu’à l’embouchure de la Ravine Portorique .

Pour K. Gauchat (2004), et suite à des investigations géochimiques, ces coulées participent de venues magmatiques distinctes (formation dite de Baie Mahault) de celles situées au sud de la grande faille de l’est désiradien (formation dite du phare).
Toutes ces formations magmatiques de l’est désiradien, comme celles du massif acide du centre, sont recoupées par un réseau de dykes andésitiques et parfois rhyolitiques, d’orientation préférentielle est-ouest mais aussi SE-NW. Il s’agit de la série andésitique supérieure de D. Westercamp (1980), datée à 37,6 Ma, qui marque la fin de l’activité de l’arc ancien.

Il nous reste à parler des roches magmatiques affleurant dans la partie nord-ouest de l’île, entre la Pointe Frégule et la Porte d’Enfer. Elles consistent essentiellement en brèches volcaniques, dacites (à débit parfois en prismes) et rhyolites, recoupées par des dykes d’andésite. Autour de la Pointe Frégule, nous avons reconnu des faciès basaltiques très proches de ceux de l’est de l’île. Cette observation semble corroborer celle d’une mince couche de radiolarite dans le même secteur par Montgomery et al. (1992). Quoiqu’il en soit, force est de constater la grande homogénéité et la probable contemporanéité des faciès constitutifs du complexe éruptif de base.
De nombreuses études géochimiques ont conduit, dans un premier temps, les géologues à penser que le complexe de base représentait une écaille de croûte océanique « standard ». Mais les analyses toujours plus fines, en particulier celles des pyroxènes contenus dans les laves et celles concernant les éléments en trace ou les terres rares, les isotopes (cf. la publication de K. Gauchat déjà mentionnée), ont permis d’infirmer cette hypothèse (il ne s’agit donc pas d’un complexe ophiolitique) et de proposer une affinité d’arc tholéiitique pour la plupart des matériaux de ce complexe à l’exception des basaltes situés autour de la Pointe Doublé qui ont une affinité d’arc calco-alcalin.

Les spécialistes des sciences de la terre penchent maintenant pour la mise en place de laves et d’intrusions issues d’un magma de type MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts) contaminé par 1 à 5% de sédiments de la zone Pacifique, dans un contexte d’un arc insulaire très ancien (jurassique).

Cet arc ancien fut ensuite fragmenté lors de la formation de la plaque Caraïbe et des formidables bouleversements liés à la tectonique des plaques dans la zone qui retient ici notre attention : voir à ce sujet les reconstitutions paléogéographiques successives depuis le Lias jusqu’à nos jours publiées dans l’article de Stephan J.-F. et al. en 1990 et reproduites en annexe . Seuls quelques fragments, rares témoins de cet arc mésozoïque, ont été conservés : à Cuba, à Hispaniola, à Porto Rico et bien sûr à la Désirade pour le plus ancien.
2) La géologie de l’extrémité est de la Désirade, cœur de la future réserve naturelle géologique : un levé de détail (essentiellement le long des falaises basses bordant la côte) a été réalisé dans le cadre de cette étude. Pour des raisons de clarté et de précision, les observations et représentations graphiques des objets géologiques ont été regroupées par secteurs numérotés de 1 à 7 (globalement du sud vers le nord), avec autant de cartes correspondantes (les directions en ° et l’épaisseur en m des dykes y ont été reportées).
Secteur 1 : la Baie Mahault.

Inventorié comme site géologique remarquable de la Guadeloupe (dans la publication conjointe du BRGM et de la Diren, déc. 2003) par A. Randrianasolo et J.-L. Leticée de l’UAG, le secteur de la Baie Mahault « présente des affleurements exceptionnellement bien conservés de plages quaternaires ayant fossilisé les mouvements eustatiques dans un environnement tropical. Ces plages « soulevées » ou terrasses marines sont particulièrement bien exposées le long des petites falaises bordant la Baie tant à l’est qu’à l’ouest. La transgression, marquée par une surface de discordance, des dépôts quaternaires (calcaires à polypiers, épais de 5 m) sur le substratum basaltique s’observent facilement sur le côté ouest. Les auteurs cités plus haut y ont reconnu des tempestites, avec de nombreux coraux couchés indiquant le sens de déplacement d’une très forte houle attribuable à un ouragan ou à un tsunami. Au fond de la Baie, à l’est, les falaises offrent des coupes naturelles schématisées sur les logs n°1 et 2 : au–dessus des coussins de basalte, niveau 0, repose, en transgression, une première assise ayant toutes les caractéristiques d’un conglomérat composé de galets plus ou moins arrondis de socle et d’un ciment calcaire souvent fossilifère (de grandes coquilles de lambi, Strombus gigas, de burgo, Cittarium pica, voisinent avec des lumachelles à coquilles d’huître des palétuviers, Crassostrea rhizophorae, et de plus rares échantillons de bulle striée, Bulla striata, de praire cancellée, Chione cancellata). Les assises supérieures voient la charge en éléments détritiques baisser rapidement en volume global et en taille au profit de bioclastes qui confèrent à la roche un aspect de grès (sable calcaire plus ou moins cimenté), avec de très nombreuses bioturbations. En sommet de coupe, nous avons observé de curieux « tubes » de sédiment tous alignés dans le même sens, témoins de figures de courant ( ?).opical ». Enfin, la pointe limitant la Baie à l’est porte un minuscule témoin de ces plages anciennes, présentant une succession de couches assez semblable aux précédentes (cf. log n°3). Les polypiers en position de vie, fixés sur le substrat volcanique n’y sont pas rares. Les stratifications obliques portent la marque d’une courantologie changeante. On note la présence de fréquents encroûtements algaires autour des galets de socle (sous la forme d’un film blanchâtre).

La terrasse marine récifale située à l’extrémité opposée de l’île, à savoir la Pointe des Colibris, d’altitude moyenne égale à 5 m, a été datée à – 120 000 ans, soit de l’intervalle du dernier interglaciaire (entre Riss et Würm). Les géologues pensent, à propos des terrasses évoquées jusqu’ici, qu’il s’agit là de dépôts témoignant d’un niveau eustatique plus élevé que l’actuel, en liaison avec les oscillations du niveau marin elles-mêmes dépendantes en partie des oscillations climatiques quaternaires. En effet, si le principe d’un niveau marin global légèrement plus élevé semble acquis pour le dernier interglaciaire, il convient également de prendre en compte le phénomène de surrection aujourd’hui encore à l’œuvre pour des îles comme Marie-Galante, Grande-Terre ou la Désirade.
secteur 2

Il s’agit essentiellement de coulées de lave basaltique débitée en coussins de formes variées et dont la direction de pendage indique souvent l’WNW, avec toutefois une première intercalation de bancs de radiolarite et de tuf volcanique ou hyaloclastite.

Un grand dyke d’andésite d’un mètre d’épaisseur, orienté N 76° E, aux bordures vitreuses maintenant altérées, recoupe nettement toutes les roches précédemment décrites.
secteur 3

Terrain exposant deux niveaux de radiolarites en fines strates (10 à 15 cm d’épaisseur) et à pendage net vers le nord.
secteur 4 : la Pointe Doublé

C
Anse Galets

Ravine Glaude
e secteur, en particulier les abords immédiats de l’ancienne station météorologique, permet d’avoir une vue d’ensemble de l’emprise territoriale envisagée pour la future réserve naturelle. Géologiquement, les faciès diffèrent peu de ceux décrits jusqu’ici, avec cependant une multiplication des dykes dont l’épaisseur atteint 5 m pour certains. L’un d’entre eux présente un curieux cheminement « serpentiforme » et recoupe, comme à l’emporte pièce, les terrains encaissants (cf. photographie).

A l’extrémité de la Pointe Doublé, un affleurement de radiolarite, situé sous une coulée de lave en encorbellement, présente une succession de strates décimétriques ou bidécimétriques dont le développement vertical total dépasse 75 cm.

Depuis la Pointe et jusqu’à 250 m vers l’ouest en longeant les petites falaises à éboulement bordant le littoral, les coulées basaltiques ne présentent pas de débit en coussins.

secteur 5 : entre Ravine Glaude et Anse Devant-y-Bon

Ce secteur est caractérisé par la fréquence des affleurements de bancs radiolaritiques en sommet de falaise avec pendage net vers l’Atalantique. Les coupes naturelles de terrain les plus spectaculaires se situent dans une petite crique immédiatement au sud de l’Anse Devant-y-Bon : un banc de tuf volcanique (hyaloclastites) d’une cinquantaine de cm, de couleur gris-beige à vert/mauve clair, affecté de nombreuses faillettes synsédimentaires (cf. photographie de droite), s’y observe entre deux strates de radiolarites
secteur 6 : autour de la pointe Mancenillier

Ce secteur a été reconnu de longue date par les géologues comme étant particulièrement représentatif de l’est désiradien. Les falaises nord-est de l’Anse Devant-y-Bon exposent des laves en coussins relativement peu altérées, entre lesquelles s’intercalent de minces bancs de radiolarites ainsi qu’un dépôt volcano-sédimentaire relativement épais (environ 2 m). Celui-ci, constitué de brèches très fines grises à jaune clair, granoclassées, témoigne de la mise en place sous-marine de hyaloclastites.

Les dykes affectent deux directions principales : les plus nombreux s’alignent autour de 36/37° E et sont recoupés par ceux d’une deuxième génération orientés sur le 66
secteur 7 : l’Anse Galets

Ce secteur offre les meilleurs affleurements de radiolarite, avec un bloc d’un seul tenant de plusieurs dizaines de m2 (cf. photo du milieu de page). Il recèle également quelques dépôts correspondant à d’anciens beach-rocks soulevés. Nous insisterons ici sur la description des bancs de radiolarites dont la couleur peut varier du gris clair au brun-violet en passant par le vert, le noir à reflets métalliques et le rouge tirant vers la nuance chocolat. La roche, très dure, se fragmente en une multitude d’esquilles parfois tranchantes, sous le choc du marteau.

Les radiolarites présentent ainsi toutes les caractéristiques de roches sédimentaires siliceuses dont la stratification souvent très fine (lits millimétriques comme on peut le constater sur la photo du milieu à droite sur la page précédente) ne montre cependant pas d’intercalations argileuses.

Il n’est donc pas étonnant que les premières investigations géologiques aient conclu à présence de jaspes dans ce secteur de l’île. Les lames minces pratiquées dans les échantillons ne laissent pas de décevoir les micropaléontologistes et il faut utiliser des méthodes d’extraction faisant appel à l’acide fluorhydrique pour enfin observer dans de bonnes conditions les tests de radiolaires, au microscope électronique à balayage.

Rappelons que les radiolaires actuels sont des êtres vivants unicellulaires (protozoaires actinopodes), tous marins et planctoniques (particulièrement nombreux et diversifiés vers 100 m de profondeur), dont le cytoplasme sécrète un squelette siliceux (ou test) réticulé souvent délicat, à symétrie axiale ou sphérique.
X 300

X 300

Les squelettes des radiolaires, moins sensibles à la dissolution dans l’eau de mer que les tests calcaires d’autres organismes planctoniques, peuvent s’accumuler sous forme de boues siliceuses là où ceux-ci ont disparu, c’est-à-dire dans les grands fonds.

Le remarquable article de H. Montgomery, E.A. Pessagno, Jr., and I.M. Muñoz intitulé Jurassic (Tithonian) radiolaria from la Désirade (Lesser Antilles) : preliminary paleontogical and tectonic implications, 1992, apporte des informations complémentaires et capitales sur ces formations sédimentaires.

Ces auteurs décrivent une douzaine de taxons dont les plus fréquemment trouvés ont été regroupés sur la fig. 3.39. L’assemblage faunistique présent dans toutes les couches de radiolarite prélevées à la Désirade, y compris celle découverte à côté de la Pointe Frégule, relève de la zone 4, sous-zones 4 bêta à 4 alpha dans l’échelle biostratigraphique établie grâce à ces microfossiles. Cette zone 4 caractérise la moitié supérieure de l’étage Tithonien, dernier étage du système Jurassique de l’ère Mésozoïque.
L’échelle des temps géologiques recommandée par la Commission Internationale de Stratigraphie (Geologic time scale 2004 – F.M. Gradstein, J.G. Ogg, A.G. Smith et al., Cambridge University Press) donne pour âges aux limites de l’étage Tithonien les estimations suivantes : limite inférieure = 150,8 ± 4 Ma, limite supérieure = 145,5 ± 4 Ma.

La détermination de tests de radiolaires du Jurassique terminal dans les roches sédimentaires siliceuses de la Désirade confirme les plus anciens âges radiométriques publiés à propos des roches magmatiques de l’île. Il devient ainsi difficile de contester la contemporanéité de la plupart des formations constituant son substratum.

L’article cité ci-dessus présente également de nouvelles hypothèses en matière de paléobiogéographie : les faunes de radiolaires provenant de la Désirade offrent les caractéristiques d’abondance et de diversité propres aux zones paléolatitudinales du nord Téthys et du domaine boréal. En conclusion, les auteurs évoquent, pour ces formations, une origine dans l’hémisphère sud, sur la dorsale située entre les plaques Pacifique et Farallon.

Quoiqu’il en soit, toutes les études successives ont démontré l’ancienneté du complexe volcanique de base de la Désirade - le plus ancien connu à ce jour pour les Petites Antilles– et nombre d’entre elles penchent pour une origine probable à situer dans le Pacifique. Il faut imaginer la mise en place de coulées de basalte qui se débitèrent en coussins au contact de l’eau de mer et qui, après refroidissement, furent recouvertes par de minces couches de boues radiolaritiques, ce cycle se répétant de nombreuses fois sous une tranche d’eau probablement supérieure à 2000 m. Les cartes extraites de l’article  Paleogeodynamic maps of the Caribbean : 14 steps from Lias to Present, de Stephan et al. – BSGF – 1990 donnent une idée de la formation de la région Caraïbe dans le cadre de la tectonique des plaques. Les articles publiés par J.L. Pindell à la même époque proposent des paléogéographies successives peu différentes des précédentes.

Extraits de l’étude de la faisabilité de la réserve naturelle géologique de la Désirade, Luc Legendre, DIREN

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