PRÉCAMBRIEN

Le précambrien est la première période de l'histoire de la Terre. Il comprend plusieurs ères, qui remontent au-delà de 542 millions d'années (moment où commence le paléozoïque). Sa durée est évaluée à 4 milliards d'années. C'est de loin la plus longue de toutes les périodes géologiques, mais aussi la plus mal connue. Les roches du précambrien, plissées et métamorphosées, n'ont livré que des vestiges rares et fragmentaires d'êtres vivants. Les bouleversements ultérieurs qui ont affecté la croûte terrestre rendent difficiles le déchiffrement des terrains les plus anciens.
Les datations absolues montrent que l'on trouve les roches les plus anciennes dans des boucliers rigides qui constituent l'ossature des continents actuels. Ces boucliers sont formés de terrains métamorphiques et granitiques, qui ont été plissés et replissés, témoignant de la superposition de plusieurs cycles de constitution de chaînes de montagnes. Ils affleurent au Canada, en Sibérie, au Brésil, en Afrique, en Antarctique, en Australie. La disposition de ces masses continentales était certainement très différente de celle d'aujourd'hui. Le démantèlement de chaînes de montagnes a alimenté le dépôt des premiers sédiments. Les roches les plus anciennes sont datées de plus de 3,85 milliards d'années.
Les plus anciennes manifestations de la vie remontent à 3,8 milliards d'années (traces d'activité d'organismes procaryotes, sous la forme de bactéries associées à des algues bleues). Les premières traces sûres de vie dans les océans sont des organismes déjà relativement évolués (vers, algues, cyanobactéries, dont certaines ont laissé des structures appelées stromatolites, etc.) âgés de plus de 3,5 milliards d'années (site de Warrauwoona, en Australie). Ces organismes, par la photosynthèse, ont permis l'accumulation d'oxygène dans l'atmosphère. Les premières traces fossiles de cellules pourvues d'un noyau (eucaryotes) remontent à 1,7 milliard d'années, suivis par les premiers pluricellulaires, il y a 670 millions d'années. Les invertébrés prolifèrent, sous toutes leurs formes, à la limite précambrien-paléozoïque, vers 540 millions d'années.

1. Les caractères généraux du précambrien
C'est durant les temps précambriens que se sont constituées en majeure partie les grandes aires de croûte continentale stable, ossature des continents actuels.
Les divisions stratigraphiques du précambrien

Précambrien
Durée : plus de 4 milliards d'années (formation de la Terre il y a 4,566 milliards d'années)


Principaux événements
protérozoïque
néoprotérozoïque
– 1 000 à – 542 millions d'années
premiers organismes pluricellulaires (méduses, anémones, vers...)
 
mésoprotérozoïque
– 1 600 à – 1 000 millions d'années
cellules de grande taille
 
paléoprotérozoïque
– 2 500 à – 1 600 millions d'années
 
 
archéen
fin : – 2 500 millions d'années
plus vieux fossiles : des bactéries
L'étude des terrains précambriens montre qu'ils sont formés par le matériel de plusieurs grandes chaînes plissées, différant par leurs caractères et par leur âge suivant les régions et qui, les unes après les autres, ont été érodées puis reprises dans de nouvelles orogenèses. Dans ces vieilles chaînes profondément érodées, nous ne pouvons guère observer que les zones profondes, intensément transformées par le métamorphisme et le magmatisme. De plus, la continuité des structures a généralement disparu par le jeu des déformations, mais aussi des disjonctions et des soudures des masses continentales.
C'est montrer la complexité des formations précambriennes : ce sont essentiellement des schistes cristallins, des migmatites et des roches éruptives, portant généralement les marques de plusieurs tectoniques superposées.
Cependant, il est souvent possible de définir la nature originelle, sédimentaire ou volcanique, des schistes cristallins, grâce en particulier aux structures et aux textures caractéristiques encore conservées. Jusque dans les formations les plus anciennes, on identifie des laves, des conglomérats, des calcaires, etc., et on met en évidence des structures telles que la stratification entrecroisée, le granoclassement, la rythmicité, etc., ne différent en rien de ce qu'on observe dans les roches plus récentes, voire actuelles. Dès le début du précambrien, on retrouve ainsi des dépôts typiques des milieux continentaux et marins et les marques de processus géodynamiques comparables à ceux qui commandent l'évolution actuelle du globe.

2. L'origine de la vie remonte au précambrien

C'est certainement durant les temps précambriens que la vie a pris naissance, mais sous des formes que nous ne pouvons pas reconnaître. Des microorganismes assimilés à des bactéries ou à des algues ont été découverts dans des formations d'Afrique australe datées d'environ 3 200 millions d'années. Les stromatolithes, constructions lamellaires attribuées à des algues, sont connus depuis 2 700 millions d'années. Les lentilles graphitiques, fréquentes dans les schistes cristallins, sont sans doute des restes de matière organique, comme en témoigne le Corycium enigmaticum de Finlande.
Mais c'est surtout dans les formations du précambrien supérieur que les restes organiques se multiplient et, en Australie méridionale, à Ediacara, on a décrit des vestiges remarquablement conservés de vers, d'annélides et de nombreuses formes n'appartenant à aucun groupe connu. Ainsi apparaît l'ébauche du monde organique qui va s'épanouir au début du cambrien.

3. Les subdivisions
Il ne paraît pas possible de retrouver les traces d'une écorce primitive et le début du précambrien se perd dans le lointain des temps géologiques.
Mais le précambrien lui-même n'est pas toujours facile à définir, car la base du cambrien, bien caractérisée paléontologiquement, n'est que rarement observable. En plusieurs régions (Sud marocain, Australie méridionale), il existe de puissants ensembles concordants au-dessous de l'extrême base du cambrien et on les a rapportés à un infracambrien. La plupart du temps, on attribue au précambrien les terrains, généralement métamorphiques, recouverts en discordance par du paléozoïque inférieur et ceux qui paraissent s'y rattacher par leurs caractères.
Dans l'immense ensemble du précambrien, on s'est efforcé d'établir des subdivisions. Mais ici les principes de la chronologie du phanérozoïque ne sont pas applicables, et les notions d'ère, de système ou d'étage n'ont plus aucune signification.

4. La répartition géographique
Les vastes affleurements précambriens constituent des boucliers qui disparaissent généralement à leur pourtour sous des formations sédimentaires plus récentes et relativement peu déformées. Il s'agit alors de plates-formes dans lesquelles le socle précambrien se trouve à une profondeur plus ou moins grande et n'est connu que par des sondages. C'est en bordure de ces boucliers ou de ces plates-formes que se sont édifiées les chaînes phanérozoïques, reprenant souvent des fragments disjoints du socle précambrien et agrandissant progressivement, par leur soudure, le domaine cratonique : tel est le cas, en Europe, des chaînes calédonienne, varisque et alpine. Chacun de ces boucliers (et bien entendu le substratum des plates-formes) est lui-même extrêmement complexe, formé par la juxtaposition ou par la soudure d'éléments de chaînes successives qu'il est souvent difficile de distinguer.
Ces boucliers et plates-formes se distribuent en deux groupes, de part et d'autre de la grande chaîne plissée qui s'étend des Alpes à l'Indonésie, en passant par l'Himalaya.

4.1. Le groupe nord
Dans le groupe nord, on distingue le bouclier canadien et la plate-forme américaine, le bouclier baltique et la plate-forme russe, le bouclier de l'Aldan et la plate-forme sibérienne. Ces ensembles sont séparés les uns des autres par des chaînes plissées : chaîne appalachienne et calédonides de part et d'autre de l'Atlantique Nord, chaîne de l'Oural.

Le bouclier canadien s'étend sur toute la partie occidentale du Canada, séparé du bouclier groenlandais par la mer du Labrador. Il se poursuit sous la plate-forme américaine, entre les chaînes paléozoïques des Appalaches (qui se prolongent au Groenland oriental) et les chaînes plus récentes de l'Ouest américain. De plus, le socle précambrien apparaît localement en plusieurs régions, notamment dans le Colorado, où il forme le terme inférieur de la coupe célèbre du Grand Canyon.
C'est au Canada que la stratigraphie du précambrien a été pour la première fois esquissée, mais de profondes modifications ont été apportées aux schémas classiques par les données géochronologiques. Quatre grands cycles orogéniques au moins sont maintenant distingués, se développant dans différentes provinces : kénorien (de 2 700 à 2 300 millions d'années, hudsonien (1 700 millions d'années), elsonien (1 400 millions d'années), grenville (950 millions d'années), antérieurs au protérozoïque supérieur (keweenawien) non affecté par l'orogenèse.
Le Groenland, en majeure partie recouvert par un inlandsis, montre en bordure un précambrien dans lequel existe une succession assez comparable : Kétilid (de 2 700 à 2 300 millions d'années), Nagssugtoquides (de 1 650 à 1 500 millions d'années), cycle de Gardar (de 1 400 à 1 000 millions d'années).
En Europe, le bouclier baltique constitue l'affleurement majeur du précambrien. Masqué sous la plate-forme russe, il réapparaît largement en Ukraine. Ce vaste ensemble est bordé à l'est par les chaînes de l'Oural, à l'Ouest par la chaîne calédonienne. Au sud, il est repris par les chaînes varisque et alpine. Cependant, des fragments isolés de matériel précambrien sont incorporés dans les chaînes plus jeunes, en Écosse, en Bohême, dans le Massif armoricain, dans les Vosges, dans le Massif central, peut-être dans les Pyrénées, et enfin en Espagne. Dans les différentes régions, plusieurs cycles orogéniques ont été distingués, mais leur relations sont encore obscures.
En Finlande, on a mis en évidence l'existence d'un vieux craton antérieur à 2 800 millions d'années, constitué par un complexe granulitique et des plutonites, s'étendant au nord et à l'est. Il est bordé à l'ouest par les ensembles plissés des svécofennides et des carélides, que l'on considère tantôt comme des chaînes distinctes, tantôt comme des zones différentes d'un même orogène qui se placerait vers 1 800 millions d'années. Puis vient la mise en place des granites « rapakiwis » (1 650 millions d'années), suivie par le dépôt des sédiments détritiques du Jotnien (1 300 millions d'années). En Suède et en Norvège méridionale, il existe aussi un complexe de base repris dans la chaîne des Gothides. Celui-ci serait comparable aux carélides et plus jeune que les svécofennides. Les grès du dalslandien, analogues au jotnien, sont suivis par la série de la sparagmite, elle-même antérieure au cambrien.
Le précambrien de Russie montre des traits analogues : le prolongement du craton archéen correspond aux saamides, renfermant des roches datées à 3 500 millions d'années. Puis viennent les belomorides (de 2 100 à 1 950 millions d'années), les svécofennides et carélides (de 1 870 à 1 640 millions d'années), suivies par la mise en place de granites rapakiwis, les gothides (de 1 400 à 1 260 millions d'années), enfin le riphéen représentant des formations de 1 125 à 665 millions d'années antérieures aux calédonides.
Quant aux affleurements du précambrien français, ils sont isolés et repris dans la chaîne varisque. Dans le Massif armoricain, il est possible de distinguer une série ancienne, le pentévrien, suivie par le briovérien, qui correspondrait au riphéen.
Bien plus à l'est, la plate-forme sibérienne est séparée de la plate-forme russe par une vaste zone plissée paléozoïque à laquelle appartient l'Oural. Elle est limitée au sud par le grand ensemble plissé du lac Baïkal, daté du paléozoïque inférieur. Le précambrien affleure dans le bouclier de l'Anabar au nord, et surtout dans le bouclier de l'Aldan au sud-est.

4.2. Le groupe sud
Un autre groupe de boucliers précambriens apparaît au sud des précédents, dont ils sont séparés par les chaînes plissées alpines. Mais ils ne sont pas isolés les uns des autres par des chaînes phanérozoïques. Ils apparaissent comme des éléments disjoints d'un craton unique, auquel on a donné le nom de Gondwana, disloqué au permo-trias par l'ouverture des océans Atlantique Sud, Indien et Antarctique.
Les boucliers guyanais et brésilien appartiennent à un vaste ensemble qui occupe toute la partie orientale du continent sud-américain, à l'est de la chaîne des Andes. Ils présentent des analogies avec le précambrien africain.
La plate-forme africaine occupe la quasi-totalité du continent et la péninsule arabique à l'exception des chai- mes alpines de la Berbérie au nord et de celles, paléozoïques, des Mauritanides au Nord-Ouest et d'Afrique du Sud. Le socle précambrien affleure largement dans les boucliers sahariens (Mauritanie, Hoggar, Tibesti, chaîne arabique) isolés les uns des autres, mais est presque continu plus au sud. Dans la moitié nord-occidentale se trouve un vieux craton antérieur à 2 600 millions d'années, qui se prolonge en Amérique du Sud. D'autres cratons analogues apparaissent en Afrique centrale et australe. Ces cratons sont séparés par de larges zones allongées correspondant à plusieurs chaînes plissées qui souvent se recoupent : les unes ont plus de 1 000 millions d'années, et les plus récentes ont fourni des âges montant jusque dans le cambrien.
Le socle précambrien forme encore le bouclier indien, qui occupe toute la partie méridionale de la péninsule, le bouclier australien, s'étendant sur tout le continent à l'exception des chaînes paléozoïques de l'Est, enfin le bouclier antarctique, presque entièrement recouvert par l'inlandsis. Dans chacun de ces boucliers, des chaînes successives se superposent.

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évolution
(latin evolvere, dérouler)

Ensemble des changements subis au cours des temps géologiques par les lignées animales et végétales, ayant eu pour résultat l'apparition de formes nouvelles.

BIOLOGIE
1. L’histoire des théories de l'évolution
La nature des processus déterminant les transformations subies par les êtres vivants au cours des temps géologiques a fait l'objet de controverses dans la seconde moitié du xixe s., avant que les idées du Britannique Charles Darwin (1809-1882), confortées et enrichies, notamment suite au développement de la génétique, ne s'imposent à l'ensemble de la communauté scientifique, sous la forme d'une « théorie synthétique de l'évolution ».

1.1. Les dogmes du créationnisme et du fixisme

Jusqu'au xixe s., la seule conception admise par les naturalistes était le créationnisme, selon lequel les espèces vivantes ont été créées par Dieu, de manière indépendante les unes des autres et sous une forme immuable, conformément aux écrits bibliques de la Genèse. Le dogme du fixisme, selon lequel les plantes et les animaux n'ont subi aucune transformation depuis leur création, s'imposait alors aux savants.
Le naturaliste suédois Carl von Linné (1707-1778), fondateur d'un système de classification des espèces encore en vigueur aujourd'hui, voyait dans la diversité du monde vivant le résultat merveilleux d'une création divine. Le Français Georges Cuvier (1769-1832) mit en évidence la succession des groupes d'animaux fossiles au cours de l'histoire de la Terre, mais refusa pourtant d'admettre que les formes vivantes puissent se modifier.
Par ailleurs, depuis Aristote (384-322 avant J.-C.), les naturalistes croyaient en la réalité de la « génération spontanée », selon laquelle des animaux ou des micro-organismes pouvaient se former spontanément à partir de matières minérales ou de substances en décomposition. Ce n'est que dans les années 1870, grâce aux travaux de Louis Pasteur (1822-1895), que fut définitivement écartée cette notion : il fut établi que toute forme de vie ne peut apparaître qu'à partir d'une forme de vie déjà existante.
Au xxe s., le créationnisme trouve encore des partisans dans certains pays. Au cours des années 1970, une forme nouvelle de créationnisme, utilisant le récit de la Genèse comme postulat de départ de démonstrations « scientifiques » a vu le jour aux États-Unis et en Australie : il s’agit, selon l’appellation que ses tenants ont choisie, du « créationnisme scientifique » (ou « science de la création »). Ce mouvement a donné le jour, au cours des années 1990, à l’Intelligent Design (« dessein intelligent »), qui se clame être non une croyance mais une théorie, que ses partisans cherchent à faire enseigner dans les écoles et les lycées (au même titre que – voire à la place de – l’évolutionnisme). Ainsi, en 1999, dans l'État du Kansas, le Conseil national d'éducation (National Board of Education) a-t-il fait retirer des programmes scolaires tout enseignement des théories de l'évolution ; en 2001, l’enseignement de l’évolutionnisme a été rétabli, avant que, en 2005, celui de l’Intelligent Design soit autorisé.

1.2. Les premières théories transformistes et évolutionnistes

Les prémices de la notion d'évolution des espèces (ou transformisme) ont été formulées dès le xviiie s. par Buffon (1707-1788). Pressentant les phénomènes de mutation (qui n'ont été explicités qu'au xxe s., par la génétique), son contemporain Pierre Louis de Maupertuis (1698-1759) imagina l'existence d'une variation progressive des espèces.
Le lamarckisme

Le premier véritable théoricien de l'évolution fut, au début du xixe s., Jean-Baptiste Lamarck (1744-1829). De ses travaux, on n'a guère retenu que le concept d'hérédité des caractères acquis comme mécanisme de l'évolution, bien que la théorie de Lamarck soit plus large que cela et vise notamment à expliquer la complexification progressive des espèces. La morphologie des girafes offre une illustration classique (et simpliste) à la notion d'hérédité des caractères acquis. Leur cou se serait allongé à mesure que leurs ancêtres l'étiraient pour pouvoir se nourrir du feuillage d'arbres élevés (il s'agirait donc d'un caractère acquis, et, dans cet exemple, de façon volontaire) ; leurs descendants auraient hérité de ce changement anatomique.
Après Lamarck, le biologiste allemand August Weismann (1834-1914) distingua, au sein des cellules qui composent les êtres vivants, deux lignées indépendantes : une lignée « germinale » (celle des cellules sexuelles, dont la fusion engendre un nouvel individu) et une lignée « somatique » (celle de toutes les autres cellules de l'organisme). Étant donné que les caractères acquis ne concernent que les cellules somatiques, ils ne peuvent être transmis à la descendance, ce qui contredit les thèses de Lamarck.

Le darwinisme

Si les travaux de Lamarck, qui fut éclipsé par son brillant rival Cuvier, ont peu d'écho au xixe s., l'ouvrage de Charles Darwin, De l'origine des espèces par voie de sélection naturelle, publié en 1859, a eu, en revanche, des conséquences majeures sur la pensée scientifique.
Au cours d'une croisière de cinq ans à bord du Beagle, du 27 décembre 1831 au 2 octobre 1836, Darwin effectua d'innombrables observations sur la variabilité d'espèces vivant sur des îles (notamment les célèbres « pinsons de Darwin » des Galapagos), qui lui paraissaient dériver d'un ancêtre commun. Pour expliquer comment des espèces apparentées acquièrent des caractéristiques différentes, Darwin fit une analogie avec les éleveurs qui, par la sélection continuelle des animaux reproducteurs, sont capables de produire de nouvelles variétés, parfois fort différentes les unes des autres.

Dans De l'Origine des espèces, il explique l'évolution par le jeu de la sélection naturelle, qui agit sur des modifications apparaissant par hasard chez les êtres vivants – la sélection naturelle représente l'effet des facteurs externes (climat, disponibilités alimentaires, compétition avec d'autres espèces, prédation et tout autre facteur susceptible d'agir sur les êtres vivants). Si les variations aléatoires qui s'expriment chez les individus sont favorables, ceux-ci ont plus de chances de survivre, de se reproduire et de transmettre leurs caractères à leur descendance (ces caractères sont sélectionnés) – c’est la « survie du plus apte ». Cette notion de « descendance modifiée » (selon les propos de Darwin, qui n'emploie pas le terme d'« évolution ») est en radicale opposition avec la vision créationniste dominante (en dépit des travaux de quelques savants comme Lamarck et le Britannique Alfred Russel Wallace [1823-1913], qui, indépendamment de Darwin et exactement à la même époque, élabora une théorie de l’évolution tout à fait similaire). Elle finit pourtant par s'imposer, et n'a cessé de s'enrichir au cours du xxe s.

1.3. L’apport de la génétique

Le point faible de la théorie originelle de Darwin provenait de l'absence d'explication quant à l'apparition et à la transmission héréditaire des variations spontanées observées dans les populations naturelles. Cependant, Darwin ignorait les travaux d'un de ses contemporains, le moine autrichien Gregor Mendel (1822-1884). À partir de croisements contrôlés de plantes présentant des caractères bien distincts, Mendel montra comment ces caractères se transmettent d'une génération à l'autre. Il énonça des lois de l'hérédité (lois de Mendel, 1865), ignorées de son vivant, mais qui constituent les bases de la génétique.

La théorie synthétique de l’évolution : le néodarwinisme
Après la redécouverte des lois de Mendel, en 1900, et l'identification des supports matériels de l'hérédité, les gènes (portés par les chromosomes des cellules), on a pu interpréter l'évolution en termes de changements de proportion entre les différentes versions (ou allèles) des gènes dans les populations naturelles que forment les espèces vivantes.
Le biologiste américain Thomas Hunt Morgan (1866-1945) a été l'un des premiers à rapprocher la génétique et les travaux de Darwin. Son compatriote Theodosius Dobzhansky (1900-1975) rapporta, en 1937, que les différentes populations d'une espèce observées dans la nature diffèrent les unes des autres par les proportions des versions d'un même gène. Ces différences peuvent s'expliquer par la sélection naturelle des variants génétiques favorables. Dobzhansky a estimé que cette microévolution, au sein d'une espèce, est responsable de la macroévolution, c'est-à-dire de la diversification des espèces, car une population devenant de plus en plus modifiée génétiquement peut donner naissance à une espèce nouvelle.
Au milieu du xxe s., le darwinisme réinterprété à la lumière de la génétique, appelé néodarwinisme ou théorie synthétique de l'évolution, était déjà, de loin, la théorie dominante. Pour Darwin, comme pour la plupart de ses continuateurs, les variations aléatoires (c'est-à-dire les mutations génétiques) sont de faible ampleur et seule leur accumulation graduelle serait responsable de l'évolution. Cette vision « gradualiste » de l'évolution, ainsi que le rôle déterminant attribué à la sélection naturelle font cependant l'objet de critiques, sur lesquelles se fondent de nouveaux modèles de l'évolution.
Le modèle neutraliste et la théorie des équilibres ponctués : le néomutationnisme

Au début du xxe s., le Néerlandais Hugo De Vries (1848-1935) a proposé une théorie de l'évolution dite « mutationniste », selon laquelle les variations aléatoires consisteraient en mutations importantes, dont la sélection provoquerait une évolution par « sauts » brusques, plutôt que par de petites modifications graduelles.
Issu des travaux de De Vries, le terme de néomutationnisme recouvre deux apports théoriques : le modèle neutraliste et celui des équilibres ponctués.
En 1968, le mathématicien et généticien japonais Motoo Kimura a proposé le modèle dit « neutraliste », selon lequel nombre de mutations génétiques s'avèrent neutres en regard de la sélection naturelle. Elles n'ont pas d'effet (favorable ou défavorable) sur la survie des individus qui les portent. Ignorées par la sélection naturelle, ces modifications se maintiennent au cours des générations et constituent ainsi un facteur d'évolution.

Dans les années 1970, les paléontologues américains Stephen Jay Gould (1941-2002) et Niles Eldredge ont observé, notamment chez les trilobites (arthropodes fossiles ressemblant à des crustacés), des espèces nouvelles, sans qu'il y ait trace de transformation graduelle d'espèces antérieures. Il y aurait donc des « équilibres ponctués », caractérisés par de longues périodes de stabilité des espèces, interrompues par des phases de remplacement brutal, sous l'effet de transformations génétiques importantes. Ces mutations, si elles se révèlent favorables et qu'elles se produisent au sein de petites populations isolées, peuvent conduire au remplacement rapide, à l'échelle des temps géologiques, de la population d'origine.

Sans être en rupture totale avec le modèle darwinien, le néomutationnisme tend à réduire l'importance de la sélection naturelle : la variation génétique, du fait de sa neutralité ou de son ampleur, serait le facteur majeur de l'évolution. Toutefois, l'étude paléontologique de la succession des espèces et des lignées au cours des âges de la Terre souligne le rôle déterminant de l'environnement comme facteur de diversification des espèces ou, au contraire, comme facteur d'extinction, notamment lors de crises biologiques majeures, telles que celle qui entraîna la disparition des dinosaures et de 60 à 65 % des espèces vivantes il y a 65 millions d'années.

2. L'évolution de la vie sur la Terre
Depuis plus d'un milliard d'années, comme en témoignent les nombreux fossiles mis au jour par les paléontologues – et probablement depuis l'origine de la vie, il y a près de quatre milliards d'années (en dépit de la faiblesse des indices fossiles parvenus de cette période jusqu'à la nôtre) – des espèces nouvelles ne cessent d'apparaître, par la transformation d'espèces existantes, tandis que d'autres disparaissent. Par la mise en évidence de ces phénomènes de transformation, d'apparition et de disparition d'espèces, les sciences de l'évolution permettent d'expliquer la grande diversité actuelle des êtres vivants. (→ biodiversité.)

2.1. L'origine de la vie
Si les mécanismes de l'évolution des espèces paraissent largement élucidés, ceux qui ont conduit à l'apparition des premiers êtres vivants demeurent hypothétiques. On cherche à comprendre comment les conditions chimiques régnant dans l'environnement de la Terre primitive auraient favorisé l'émergence de molécules organiques suffisamment complexes pour s'édifier spontanément (on parle d'« auto-organisation ») et pour se reproduire, ces deux aptitudes étant caractéristiques de la vie.
L'évolution chimique

La Terre s'est formée il y a environ 4,6 milliards d'années. Il y a 4 milliards d'années, l'atmosphère terrestre comprenait probablement de l'ammoniac, du méthane, de la vapeur d'eau – comme l'a proposé dès 1924 le chimiste et biologiste soviétique Aleksandr Oparine (1894-1980) – ainsi que du gaz carbonique. Selon Oparine, sous l'effet de l'énergie solaire et d'autres formes d'énergie (telles que les décharges électriques dues aux orages), les molécules de ces gaz simples auraient « évolué » pour donner naissance à des formes chimiques plus complexes, qui auraient poursuivi leur évolution dans les océans primitifs, pour aboutir à des molécules biologiques.
Les hypothèses d'Oparine ont été testées en laboratoire à partir des années 1950 (expérience de l'Américain Stanley Miller, 1953) : en mélangeant ces gaz et en soumettant le mélange à des décharges électriques, on a effectivement obtenu des molécules organiques, telles que l'urée et l'acide acétique. En outre, les expériences ont conduit à la formation de la plupart des acides aminés (molécules dont l'assemblage constitue les protéines, éléments structuraux et fonctionnels fondamentaux des cellules vivantes), ainsi que des éléments constitutifs de l'ADN et de l'ARN (molécules essentielles à l'auto-organisation et à la reproduction des êtres vivants).
Il est toutefois très improbable que l'ADN ait pu faire partie des premières molécules de la vie, car sa reproduction exige l'intervention de protéines spécialisées, des enzymes. En revanche, des molécules d'ARN primitif, dotées de propriétés enzymatiques (telles que celles de fragments d'ARN découverts dans certaines bactéries actuelles et appelés « ribozymes »), pourraient avoir représenté les précurseurs des molécules biologiques complexes que sont les protéines et l'ADN
Quoi qu'il en soit, dès la formation de molécules – ou de groupements de molécules – capables de se reproduire, la sélection naturelle a pu s'appliquer, favorisant les assemblages les plus stables et les plus rapides à se reproduire. Ainsi, l'acquisition d'une membrane biologique, permettant une protection efficace, a-t-elle pu être favorisée : les premières étapes vers la formation de cellules, structures élémentaires de tous les êtres vivants, auraient alors été franchies.
Les premières cellules vivantes

Les plus anciennes manifestations de la vie remontent à 3,8 milliards d'années. Il s'agit de témoignages indirects de l'activité de micro-organismes formés d'une cellule unique de structure simple, comparable à celle des bactéries, c'est-à-dire sans membranes internes délimitant un noyau (groupe des procaryotes). Les plus anciennes cellules fossiles sont datées de 3,5 milliards d'années (site de Warrauwoona, en Australie) : ces organismes microscopiques apparaissent groupés en chapelets, à la manière des cyanobactéries actuelles. Les microfossiles de Gunflint, au Canada (2 milliards d'années), ont été, quant à eux, clairement identifiés en tant que cyanobactéries (et autres bactéries).
Les premières traces fossiles de cellules pourvues d'un noyau (eucaryotes) remontent à 1,7 milliard d'années. Toutefois, des découvertes faites en 1999 en Australie semblent indiquer que des cellules de ce type, dont sont issues toutes les formes de vie animale et végétale, existaient déjà il y a 2,7 milliards d'années.
Même si la vie s'est probablement diversifiée précocement, on a identifié peu de fossiles avant le cambrien, première période de l'ère primaire, ou paléozoïque (− 540 à − 245 millions d'années). Il est difficile de déterminer si la vie est demeurée microscopique et peu différenciée avant cette période ou si l'absence de traces fossiles (hormis sur quelques sites, comme celui d'Ediacara, en Australie, daté de 680 millions d'années) est simplement liée à la nature des premiers organismes (dépourvus d'éléments pouvant facilement se fossiliser, tels qu'une coquille ou une carapace) ou encore à des phénomènes géologiques.

2.2. La diversification de la vie
Dès le début du cambrien, il y a 540 millions d'années, la vie animale apparaît si diversifiée qu'on parle volontiers d'explosion de la vie, voire de « big bang de l'évolution ». Tous les grands groupes (ou embranchements) sont représentés, mais aussi des formes de vie sans rapport avec les embranchements actuels.
C'est notamment le cas parmi les fossiles de Burgess, un site de Colombie-Britannique (Canada), qui remontent à 525 millions d'années environ. On y a identifié plus d'une centaine d'espèces animales, dont un bon nombre, qui ne peuvent être apparentées à des espèces actuelles, se caractérisent par des plans d'organisation anatomique tout à fait originaux. Cela fait dire à Stephen Jay Gould et à d'autres chercheurs que l'évolution initiale de la vie s'est caractérisée par une décimation (disparition de nombreuses formes de vie originales) plutôt que par une diversification. Celle-ci s'opérera ensuite au sein des formes de vie ayant survécu à la période cambrienne.

2.3. La vie à l'ère primaire, ou paléozoïque (− 540 à − 245 millions d'années)
Durant le cambrien et les deux périodes de l'ère primaire qui lui succèdent (ordovicien et silurien), l'évolution de la vie se limite au milieu aquatique. Les algues et le plancton sont abondants. La diversification des animaux invertébrés (brachiopodes, mollusques, arthropodes, échinodermes, etc.) précède l'apparition des premiers vertébrés, des poissons sans mâchoires (ou agnathes) en partie recouverts d'une carapace (il y a environ 450 millions d'années).
Lors de la période suivante, le dévonien (− 410 à − 350 millions d'années), le réchauffement climatique et l'enrichissement de l'atmosphère en oxygène (grâce à l'activité des végétaux aquatiques) favorisent l'apparition des plantes terrestres (les premières datent de la fin du silurien). Les poissons et les céphalopodes se sont diversifiés et une riche faune d'invertébrés peuple les fonds marins. La fin du dévonien correspond à la sortie des eaux des vertébrés (premiers amphibiens, tel Ichthyostega).
Après le dévonien, le carbonifère se caractérise par le développement de vastes forêts : les plantes, qui atteignent 30 m de haut, appartiennent au groupe des fougères (ptéridophytes). Les arthropodes terrestres (araignées, insectes, myriapodes) débutent leur formidable expansion et les premiers reptiles apparaissent. La dernière période du primaire, le permien, s'achève par une crise majeure, qui se traduit par la disparition de 80 à 90 % des espèces : les groupes survivants connaîtront ensuite une forte expansion.

2.4. La vie à l’ère secondaire, ou mésozoïque (de − 245 à – 65 millions d'années)

L'ère secondaire, appelée aussi mésozoïque, s'étend sur 180 millions d'années. C'est l'ère des reptiles, notamment des dinosaures, mais aussi des gymnospermes, un groupe de plantes terrestres qui se limite aujourd'hui pratiquement aux conifères. Dans les mers, les poissons poursuivent leur diversification et certains groupes de mollusques aujourd'hui disparus (bélemnites et ammonites) sont très bien représentés. Le secondaire voit aussi l'apparition des oiseaux (issus d'un groupe de dinosaures) et des mammifères (à partir des reptiles mammaliens, antérieurs aux dinosaures).

2.5. La vie à l’ère cénozoïque (– 65 millions d’années à aujourd’hui)
L'ère cénozoïque comprend deux subdivisions, autrefois considérées comme des ères distinctes, le tertiaire, qui débute il y a 65 millions d'années pour s'achever il y a 1,64 million d'années, puis le quaternaire, qui s'étend jusqu'à la période actuelle.
Le tertiaire, d'une durée d'environ 63 millions d'années, est marqué par l'expansion des mammifères, des plantes à fleurs (angiospermes) et des insectes. On le divise en deux périodes, le paléogène (comprenant trois époques : paléocène, éocène et oligocène) et le néogène (miocène et pliocène). Le miocène voit l'apparition, parmi les mammifères, des ruminants et des singes (primates). Cette période se caractérise également par le fort développement des plantes de la famille des graminées, avec l'apparition de vastes zones de prairies. Dernière période de l'ère tertiaire, le pliocène est marqué par un refroidissement progressif du climat. Les ancêtres de l'homme, apparus en Afrique à la fin du miocène, se diversifient (apparition des australopithèques, puis du genre Homo, auquel appartient notre espèce).
Débutant il y a 1,64 million d'années, le quaternaire se caractérise par des successions de grandes glaciations (dont la dernière s'est achevée il y a environ 10 000 ans), et par l'apparition de l'homme moderne, dernier survivant (avec l'homme de Neandertal, qui s'éteint il y a près de 30 000 ans) d'une lignée qui connut son apogée, en terme de diversité d'espèces, au cours du tertiaire.

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montagne
(latin populaire montanea, féminin du bas latin montaneus, du latin classique montanus, montagneux)


Élévation naturelle du sol, caractérisée par une forte dénivellation entre les sommets et le fond des vallées.

1. GÉOLOGIE
1.1. La formation des montagnes
Les premières théories de l'origine des reliefs
Depuis l’Antiquité, les théories de l’origine des montagnes se succèdent. Ainsi, quelques savants grecs avaient déjà remarqué des pierres ayant la forme de coquillages, dont la présence laissait supposer que les sommets avaient jadis été recouverts par la mer. Ils avaient également souligné les modes d'érosion en observant les fleuves de boues, qui en dévalaient lors des fortes pluies et qui devaient progressivement les user.
Pour le philosophe français René Descartes, au xviie s., les montagnes datent de l'origine de la Terre et sont nées, lors de son refroidissement, de l'effondrement de compartiments de la croûte qui se sont chevauchés les uns les autres du fait du manque de place causé par le rétrécissement global.
C'est avec Horace Bénédict de Saussure, instigateur de la première ascension réussie du mont Blanc, en 1786, que l'approche scientifique des montagnes progresse. Le xixe s. voit s'affronter deux grandes théories : le neptunisme et le plutonisme. Selon la première, les montagnes se seraient formées au fond des mers, alors que, selon la seconde, elles tireraient leur origine du « feu » ou de la chaleur souterraine, qui injecte des granites à l'état liquide. Au xxe s., et jusqu'au début des années 1970, on enseigne que les montagnes proviennent du resserrement d'une succession de cuvettes marines dans lesquelles se sont déposées les couches et au fond desquelles a pu s'effectuer le métamorphisme ; c’ést le concept de géosynclinal.
La tectonique des plaques
Typologie et mouvement des plaques

Depuis les années 1970, la théorie de la tectonique des plaques propose un modèle global de fonctionnement de la Terre (volcanisme aérien, volcanisme sous-marin, séismes et dérive des continents) dans lequel s'inscrivent les différents types d’orogenèse. L’enveloppe rigide de la Terre, ou lithosphère, est divisée en plaques qui naissent et se déplacent à la vitesse de quelques centimètres par an. Il existe deux types de nature de plaques : les fonds océaniques, composés de basaltes, et les continents, composés de granites et de roches associées. Seuls les fonds océaniques naissent et disparaissent. Les continents restent toujours présents à la surface, et constituent la mémoire de l'histoire géologique ; cependant, ils se déplacent au gré des mouvements des plaques et peuvent s'écarter, coulisser ou se rapprocher les uns par rapport aux autres.
Les plaques naissent au niveau des dorsales médio-océaniques par volcanisme sous-marin. Des nouvelles laves arrivent par des fissures, se solidifient et augmentent d'autant la surface des planchers océaniques, qui, progressivement, s'écartent de façon symétrique : on parle d'accrétion. Le volcanisme sous-marin met en place, au contact de l'eau, des laves qui prennent la forme caractéristique de coussins : les pillow-lavas. Les plaques disparaissent par subduction. Dans ce phénomène, une plaque plonge sous une autre plaque suivant un plan de coulissage dont les mouvements de frottement occasionnent des séismes violents et la naissance de magmas de composition intermédiaire entre le basalte et le granite: l'andésite. Dans le phénomène de subduction, c'est pratiquement toujours la plaque océanique qui plonge sous la plaque continentale, car, de nature basaltique, elle est plus dense (densité 3) que la plaque continentale granitique (densité 2,7).
L’orogénèse
Les montagnes résultent d'une intense déformation de la croûte terrestre engendrée par la convergence de plaques (ou fragments de plaques) lithosphériques, animées de mouvements horizontaux. Plusieurs phénomènes interviennent dans la formation des reliefs. Tout d'abord, les portions de croûte coincées entre deux plaques qui se rapprochent sont, selon les matériaux et la nature des plaques en présence, comprimées et plissées (Atlas, Zagros) ou débitées en larges écailles, qui se superposent pour donner de grands chevauchements ou des nappes de charriage (Alpes, Himalaya). Par ailleurs, l'épaississement de croûte induit par le plissement entraîne une fusion partielle en profondeur et la montée de magmas qui, en cristallisant, augmentent encore l'épaisseur de la croûte (Andes du Pérou, Sierra Nevada aux États-Unis) et engendrent des mouvements verticaux de rééquilibrage (poussée d'Archimède) à l'origine des hauts reliefs. Enfin, la remontée de laves volcaniques en surface peut également accroître l'altitude des sommets (Cascades, Andes de Colombie).

Les massifs anciens comme le Massif central ou les Vosges ont dû connaître un mode de formation similaire à celui des chaînes récentes du type Himalaya, bien qu'aujourd'hui largement effacé par des centaines de millions d'années d'érosion. Leur structure actuelle correspond à des blocs faillés soulevés, interrompus par les compartiments affaissés de la Limagne ou du fossé d'Alsace. L'étirement de la croûte a permis aussi la remontée locale de laves et le développement de formes volcaniques typiques (chaîne des Puys, volcans du Rift africain). Ainsi, les Pyrénées sont nées du coulissage et du pivotement de l'Espagne – le bloc ibérique –, qui n'occupait pas sa position actuelle il y a 150 millions d'années. Les Alpes ont surgi lors de la collision entre l'Italie – petit compartiment détaché de l'Afrique – et le sud de l'Europe. L'Himalaya correspond à la zone du choc entre l'Inde et l'Asie. La cordillère des Andes jalonne la limite entre un continent, l'Amérique du Sud, et un océan, le Pacifique.
Les indices de l'histoire des montagnes
Les roches
Les chaînes de montagnes présentent une grande diversité de roches, réparties en quatre grands types : sédimentaire, métamorphique, plutonique et volcanique.

Dans leur grande majorité, les roches sédimentaires, comme les grès (anciens sables), les argiles, les marnes et les calcaires, datent des époques où les actuels domaines montagneux étaient sous la mer. Les fonds marins subissaient alors diverses conditions de sédimentation en fonction de leur profondeur, de leur éloignement des rivages, de la présence de hauts-fonds intermédiaires, des régimes des courants, des climats, etc. La sédimentation calcaire, parfois d'origine corallienne, a créé des couches constituant aujourd'hui les barres calcaires qui marquent les paysages par des plateaux et des falaises souvent abruptes, comme dans l'ensemble des chaînes subalpines.

Dans le contexte des phénomènes de compression d'une orogenèse, des roches d'origines diverses se trouvent enfouies en profondeur et subissent alors des augmentations de pression et de température. Elles se transforment progressivement par métamorphisme : apparaissent un feuilletage appelé schistosité et de nouveaux minéraux comme les grenats. Les principales roches métamorphiques sont les quartzites, les marbres, les schistes, les amphibolites et les gneiss.

Les granites sont des roches plutoniques fréquentes dans les massifs montagneux, surtout quand ils sont anciens. Ils naissent du refroidissement lent de magmas d'une composition chimique différente de celle des laves habituelles (basaltes, andésites, etc.). En se refroidissant, les éléments cristallisent et les minéraux se forment : d'abord les micas, puis les feldspaths, puis le quartz. Les chaînes de montagnes peuvent présenter deux grands types de granites : ceux datant des orogenèses précédentes et qui ont été rehaussés – c'est le cas le plus fréquent –, et ceux contemporains de la chaîne, beaucoup plus rares car actuellement situés en profondeur et non encore visibles. En montagne, il n'est pas rare de rencontrer des fissures contenant des cristaux de quartz. Ces « fours », comme les appellent les cristalliers, se sont formés, à une profondeur d'une dizaine de kilomètres et à une température d'environ 400 à 450 °C, par circulation de fluides riches en silice qui se déposent autour de la fissure ouverte.
Dans les chaînes de montagnes plissées, on peut observer des roches volcaniques qui, selon leurs origines, peuvent être classées en deux groupes principaux : celles qui correspondent à un volcanisme aérien, ancien ou actuel, lié à des phénomènes de subduction de type andin ou japonais, et celles qui ont appartenu au plancher océanique puis ont été portées en altitude par des charriages et des chevauchements lors des collisions continentales ; on parle alors d'ophiolites ou de complexes ophiolitiques.
Les fossiles
La présence de fossiles est un indicateur précieux pour reconstituer l'histoire d'une chaîne. Ils sont généralement marins, et permettent à la fois de dater les couches de terrains sédimentaires et de reconstituer les milieux dans lesquels ils vivaient. On retrouve dans l'Himalaya, jusqu'à 5 000 m d'altitude, des fossiles d'ammonites qui datent de l'ère secondaire. De même, à La Mûre (dans le Dauphiné), des fossiles de fougères livrés par des niveaux associés au charbon ont permis de reconstituer le milieu écologique des forêts marécageuses intramontagneuses qui existaient il y a 320 millions d'années, à la fin de la surrection hercynienne, bien avant l'ouverture de l'océan alpin. Les fossiles peuvent également être des traces ou des figures de courants, comme des rides (ripple-marks) sur le sable d'anciennes plages, parfaitement conservées dans des grès du trias datant de 230 millions d'années.

1.2. Les types de chaînes
Types morphologiques
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Nevado de Illimani
Nevado de Illimani
Les grandes chaînes de montagnes actuelles peuvent être regroupées selon trois types morphologiques majeurs :
Les Andes sont le type même de la chaîne de subduction, formée au contact d'une plaque océanique qui plonge sous un continent. L'épaisseur de la croûte est maximale (70 km). La montagne est bordée par une série de gradins de failles culminant à plus de 5 000 m au niveau de l'Altiplano.
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1314524-Machapuchare_cha%c3%aene_de_lAnnapurna.jpg
Machapuchare, chaîne de l'Annapurna
Machapuchare, chaîne de l'Annapurna
Dans les chaînes de collision comme l'Himalaya, deux continents s'affrontent : le continent mobile ne pouvant plonger sous l'autre (sa croûte est trop légère), il est affecté par de grands cisaillements qui sont déplacés sur des distances considérables (plusieurs centaines de kilomètres) et sont à l'origine de reliefs dissymétriques imposants. L'avant-pays est affecté de plis ou plis-failles, donnant une morphologie de crêtes, monts et vaux si l'érosion est peu avancée (Siwalik de l'Himalaya), ou de reliefs contraires de combes et vaux perchés en cas de dissection poussée (Préalpes).
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1314764-Haut_Atlas.jpg
Haut Atlas
Haut Atlas
Les chaînes intracontinentales (à l'intérieur d'un continent) résultent du contrecoup de collisions plus lointaines. De type plissé, elles se forment au niveau de zones de faiblesse, par serrage de bassins sédimentaires (Haut Atlas marocain) ou par coulissage et compression le long de chaînes décrochantes (Tian Shan).
Si on s'en tient au simple aspect géographique, on peut distinguer trois principaux types de montagnes : les chaînes plissées, les structures massives et les systèmes volcaniques.
La plupart des chaînes de montagnes récentes sont des chaînes plissées, dans les reliefs desquelles on peut distinguer des plissements, des failles, des chevauchements anormaux et des charriages (déplacements horizontaux sur plusieurs kilomètres, voire plusieurs dizaines de kilomètres, de secteurs géologiques complets) plus ou moins importants. Les Alpes, l'Himalaya, la chaîne du Zagros (en Iran), l'Atlas marocain ou le Jura montrent de telles structures plissées ; celles-ci témoignent des mécanismes de raccourcissement, dus aux collisions des plaques qui les ont fait naître.
Les structures massives caractérisent plus généralement d'anciennes montagnes, usées, qui ont été de nouveau soulevées lors d'événements tectoniques récents. De grandes failles délimitent des unités plus ou moins importantes dont le relief a été rajeuni. C'est le cas du Massif central ou des Vosges. Les compartiments soulevés forment un horst alors que les zones affaissées dessinent un graben, ou fossé d'effondrement, comme la plaine de la Limagne, entre l'Auvergne et le Forez.
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1314825-La_R%c3%a9union.jpg
La Réunion
La Réunion
Le troisième type de montagnes correspond au volcanisme. Ainsi, les monts du Kenya (en Afrique équatoriale), les sommets de l'Islande (dans l'Atlantique Nord) ou l'île de la Réunion (dans l'océan Indien) présentent une origine strictement volcanique, par accumulation des laves et des projections. De même, le mont Ararat (à la frontière entre la Turquie et l'Iran) est une montagne volcanique, de 5 000 m d’altitude, isolée dans le paysage.
Cependant, plusieurs types d'origines peuvent s'ajouter les uns aux autres. Les montagnes du Hoggar (au cœur du Sahara) correspondent à un dôme granitique sur lequel sont venues se surimposer des manifestations volcaniques. Dans les Andes, des volcans forment souvent des sommets élevés qui se superposent à l'ensemble de la structure plissée de la chaîne.
Types géographiques
Les grandes chaînes de montagnes actuelles se répartissent géographiquement suivant deux grandes lignes principales bien définies à la surface de la Terre :
– Les chaînes péripacifiques sont associées à de fortes activités sismiques et volcaniques : les cordillères américaines, de l'Amérique du Sud à l'Alaska, jalonnent une limite entre continent et océan chaînes de du Pacifique Ouest se répartissent suivant un chapelet d'îles: Kamtchatka, Japon, Indonésie, Nouvelle-Guinée, Nouvelle-Zélande.
– Les chaînes alpines s'étendent du Maroc jusqu'au Sud-Est asiatique. Elles s'inscrivent à l'intérieur des structures continentales et comprennent l'Atlas, les Pyrénées, les Alpes, les chaînes dinariques et turques, le Caucase, les montagnes d'Iran et d'Afghanistan, l'Himalaya et les chaînes de Birmanie.

1.3. Principales structures géologiques
Nées pour la plupart de la convergence de deux plaques tectoniques, les chaînes de montagnes montrent des structures qui témoignent des raccourcissements subis par des régions entières.
Les failles
Les contraintes exercées sur les roches peuvent provoquer leur fracturation et le coulissage d'un des compartiments rocheux par rapport à l'autre. On peut distinguer deux principaux types de failles : les failles normales, dont le compartiment situé au-dessus du plan de faille s'est affaissé, et les failles inverses, dont le compartiment situé au-dessus du plan de faille s'est soulevé et est venu chevaucher les terrains sous-jacents. Les failles normales, datant de l'ouverture de l'océan, qui a précédé la formation de la chaîne, traduisent des contraintes d'extension, et les failles inverses, se formant lors des phases de rapprochement et de collision, résultent des contraintes de compression. Ces accidents ne sont généralement pas isolés, mais groupés en réseaux; ceux-ci peuvent délimiter des compartiments de socle dont les uns se soulèvent (horst) alors que les autres s'affaissent (graben). Les massifs cristallins externes des Alpes (Mont-Blanc, Belledonne, Pelvoux, Argentera) ont été soulevés en altitude par un ensemble de failles.
Les plis et les chevauchements

Les plissements sont des déformations souples des roches formées en profondeur (les terrains situés au-dessus ont été ensuite décapés par l'érosion, laissant apparaître des plis dans le paysage actuel) et dessinant des courbes et des ondulations plus ou moins régulières, symétriques ou déversées. La partie creuse du pli se nomme synclinal, la partie bombée anticlinal. L'érosion peut jouer sur les plissements et venir créer des structures particulières, comme les synclinaux perchés. Ce type de relief naît quand les anticlinaux qui étaient de part et d'autre du pli ont été plus fortement érodés que ce dernier. C'est le cas du désert de Platé, à l'ouest du massif du Mont-Blanc (en Haute-Savoie).
Les contraintes latérales, qui font naître les plis, peuvent être si fortes que ceux-ci se déversent, s'étirent et se cassent. Si les contraintes de raccourcissement continuent, la partie supérieure du pli et toute la couche qui suit peuvent se déplacer sur des dizaines de kilomètres. On parle alors de nappes de charriage. Il est parfois difficile de retrouver la zone de départ et les racines d'origine de la nappe. De grandes nappes de charriage caractérisent les structures des Alpes internes : nappes ultra-helvétiques en Suisse, nappe des schistes lustrés à la frontière franco-italienne, nappe du flysch à helminthoïdes dans la région d'Embrun (Hautes-Alpes) et plus au sud. Dans la complexité des mouvements orogéniques, les phénomènes de charriage peuvent parfois s'inverser et venir disposer les roches dans un ordre totalement inverse de celui de leur dépôt. On rencontre de telles structures dans les Alpes, comme à Ceillac (dans le Queyras), où les roches sont disposées à l'envers : les niveaux du crétacé sont à la base de la montagne, les niveaux plus anciens du jurassique sont au-dessus, et ceux du trias constituent les sommets.
Les grands chevauchements correspondent à des compartiments entiers de la chaîne de montagnes et de son socle lithosphérique qui passent par-dessus d'autres terrains sur plusieurs kilomètres d'épaisseur. Ils forment ainsi de véritables écailles de croûte terrestre. De cette façon, le haut Himalaya chevauche le moyen Himalaya, qui lui-même chevauche la plaine du Gange (en Inde).

2. GÉOGRAPHIE
2.1. Les principaux sommets du monde
Les principaux sommets du monde
LES PRINCIPAUX SOMMETS DU MONDE
Sommet
Chaîne ou massif
Altitude
Asie
Everest
Himalaya
8 848 m
K2
Karakorum
8 611 m
Kangchenjunga
Himalaya
8 586 m
Lhotse
Himalaya
8 545 m
Makalu
Himalaya
8 515 m
Pobedy
Tian Shan
7 439 m
Ismaïl-Samani
Pamir
7 495 m
Europe
Mont Blanc
Alpes
4 410 m
Elbrouz
Caucase
5 633 m
Amérique
Aconcagua
Andes
6 962 m
McKinley
Montagnes Rocheuses
6 194 m
Afrique
Kilimandjaro
Afrique orientale
5 895 m
Antarctique
Mont Vinson
Partie ouest
5 140 m
2.2. L'érosion en montagne

Les montagnes sont aux prises, dès qu'elles commencent à s'élever, avec les forces de destruction, qui deviennent de plus en plus mordantes à mesure que l'édifice grandit. En altitude, les violents contrastes de température peuvent disloquer les roches ou accentuer leur porosité, en préparant ainsi l'action du gel ; celui-ci dilate l'eau qui imprègne les vides, et fait éclater les assises, dont les débris roulent sur les pentes en éboulis. L'eau courante intervient à son tour, s'empare des matériaux épars, qui accroissent sa charge, creuse ainsi le sillon d'un torrent qui balafre le flanc de la montagne. Le rôle de la neige et celui de la glace sont aussi importants. La neige glissant des crêtes s'accumule dans les fonds, où elle se transforme en glace ; celle-ci fait reculer les parois des cavités où elle s'amasse, et les aménage en cirques, dont les rebords jointifs s'aiguisent en arêtes, puis en aiguilles. Débordant des cirques, la glace progresse dans les vallées en énormes fleuves qui modèlent les formes du sillon où ils s'engagent ; là aussi, les parois sont redressées, tandis que le fond s'élargit, donnant à la vallée glaciaire la forme d'une « auge ».
Ainsi l'érosion modifie les formes originelles, en fonction de l'altitude, de la nature des roches, de la disposition des assises et du type de climat. Plus le volume saillant est considérable, plus l'érosion est puissante, et plus la montagne sera déchiquetée et évidée. Si la roche offre peu de joints où peut se glisser le gel, elle résistera mieux que celle qui est « gélive » ; des assises dures et solidement liées seront moins aisément entamées par l'eau courante ou par le flot de glace. Certaines roches sont moins sensibles que d'autres à l'érosion chimique. Des plis serrés et disloqués exposent aux attaques des roches variées, et facilitent la désintégration. Enfin, le climat tient un rôle capital. Dans les régions tempérées fraîches, tous les facteurs érosifs sont réunis pour travailler activement ; les variations brusques de température, le gel, la puissance des eaux et des glaces combinent leurs effets pour ciseler la montagne. Les hautes terres des régions désertiques, où l'eau courante est trop rare pour entraîner les abondants produits de la « desquamation », s'ensevelissent peu à peu sous leurs propres débris. Les régions tropicales assorties d'une forte saison humide juxtaposent les chicots rocheux laissés par l'érosion chimique, et de formidables tranchées d'érosion. À peine nés, les grands volcans tropicaux sont griffés de « barrancos », qui érodent leurs flancs.

2.3. Le climat
Températures
L'altitude affecte d'abord les températures : à 100 m de montée correspond une diminution moyenne de 0,6 °C : ainsi, à 1 000 m d'altitude, la température est inférieure de 6 °C à celle du niveau de la mer. Toutefois, les versants exposés au soleil (« soulanes » pyrénéennes, « adrets » alpins) sont, à altitude égale, plus chauds que les versants à l'ombre, les « ubacs ». De plus, aux saisons fraîches, lorsque l'air froid, plus lourd, vient s'accumuler en bas, les pentes souffrent moins des gelées que les dépressions qu'elles dominent. La température moyenne annuelle de l'air baisse en fonction de l'altitude ; en contrepartie, le sol reçoit une irradiation plus forte et s'échauffe davantage. Mais, à l'ombre ou la nuit, le sol se refroidit facilement, car l'air, peu dense, permet une déperdition de chaleur plus importante que celle observée en plaine : on peut avoir en montagne une alternance de gel nocturne et de fortes chaleurs diurnes. Ce phénomène est plus intense dans les montagnes équatoriales, où la durée de la nuit est presque égale à celle du jour, et cela toute l'année ; ce n'est pas le cas dans nos régions où, l'été, la période d'éclairement journalier est très longue par rapport à la période obscure.
Vents

Par ailleurs, la montagne est affectée de vents d'un type particulier, qui peuvent modifier les températures. Lorsqu'un imposant flux d'air dépendant de la circulation atmosphérique générale traverse une chaîne, il est, à la descente, canalisé avec violence dans les vallées ; il s'échauffe, fait monter rapidement les températures et dévore la neige : c'est le chinook des Rocheuses (aux États-Unis), le fœhn des Alpes. En été, le soleil fait s'élever sur les pentes, en fin de matinée, les couches d'air ; il en résulte un appel d'air du bas vers le haut, qui remonte les vallées, parfois avec impétuosité, et qui tempère, sur les versants, les chaleurs estivales ; en revanche, pendant la nuit, l'air redescend les pentes et suit les vallées en brises fraîches.
Humidité
Cependant, avec l'abaissement de la température, l'influence capitale de la montagne sur le climat est le renforcement de l'humidité. Les masses d'air que la circulation atmosphérique dirige vers les hautes terres se refroidissent en montant, et, dès lors, condensent leur humidité, qui se résout en pluie et en neige. Aussi la montagne est-elle toujours plus arrosée que les terres basses qui l'avoisinent. Les hautes terres sont de véritables châteaux d'eau ; mais, souvent, les eaux sont « mises en réserve », pendant un temps, sous forme de neige ou de glace. En dehors des latitudes polaires, les glaciers sont aujourd'hui localisés seulement dans les montagnes, et cela jusque dans les régions tropicales, pourvu que l'altitude soit suffisante. Ainsi alimentés, les cours d'eau montagnards sont d'une rare abondance ; les puissants débits sont d'ailleurs soumis à des saccades dès que la neige et la glace concourent à leur alimentation. Ils se réduisent à l'extrême l'hiver, lorsque les précipitations atmosphériques tombent sous forme solide, mais sont grossis au printemps avec la fonte des neiges. Ils restent soutenus l'été si des glaciers sont tapis dans les hauts bassins.

2.4. La végétation
De l’importance du climat
Le paysage végétal change selon l'altitude, chaque niveau portant un « étage de végétation » (ou « ceinture végétale ») caractéristique. Cette diversité est provoquée essentiellement par les conditions climatiques.
En effet, plus on s'élève, plus l'air se raréfie et moins il retient les radiations solaires. L'importance du rayonnement en montagne accentue donc en altitude les effets de l'exposition, surtout aux latitudes moyennes, bien plus que vers l'équateur où le soleil est presque au zénith : les flancs des vallées au soleil portent des landes à genêts, des pins sylvestres, des chênes, tandis que le versant à l'ombre porte des sapins.
Les précipitations créent, l'hiver, un manteau neigeux qui, dans les Alpes françaises, est d'une durée de quatre mois à 1 000 m, de six à 1 500 m, de sept à 1 800 m et de neuf à 2 400 m, et raccourcit d'autant la période végétative. Mais, suivant les facteurs topographiques, cette durée moyenne varie beaucoup ; ainsi, sur certaines crêtes ventées, la couverture neigeuse peut être faible et courte, alors que, dans certaines dépressions abritées, la neige peut, à moyenne altitude, persister tout l'été et permettre l'installation d'un tapis végétal dont la microflore, chionophile, est adaptée à une vie prolongée sous la couverture de neige (saules nains, soldanelles). Ce tapis neigeux crée une surcharge pondérale qui peut provoquer brisures et arrachements lorsque des paquets de neige glissent. Mais cette couche neigeuse a aussi une action bénéfique sur la végétation, en la protégeant des gelées, qui détruisent les organes non aoûtés s'ils ne sont pas protégés, ce qui explique le nanisme de certains arbustes (rhododendrons), dont seuls les rameaux protégés par la neige peuvent supporter le climat hivernal. Ainsi, les pentes exposées au nord ont une végétation arbustive bien fournie, car le manteau neigeux la met à l'abri des alternances de gel et de dégel, si fréquentes au printemps sur les faces exposées au sud.


Enfin, l'humidité atmosphérique, assez élevée dans l'étage montagnard (1 000 m-1 600 m), crée à ce niveau une zone très fréquente de brouillards et de nuages (mer de nuages) qui, dans les Alpes et les Pyrénées, permet l'installation de forêts bien fournies (hêtres, sapins). Dans les étages subalpin et alpin, au contraire, l'humidité atmosphérique diminue nettement, d'où la grande limpidité de l'air. L'intensité lumineuse, qui y est moins filtrée qu'en basse altitude, est dans l'ultraviolet quatre fois plus intense qu'au bord de la mer ; elle est peut-être un facteur déterminant de certaines particularités morphologiques et physiologiques : faible longueur des entre-nœuds, couleur très vive des espèces de haute altitude. Le rayonnement cosmique, dix fois plus important à 6 000 m qu'au niveau de la mer, pourrait avoir une action déterminante en augmentant fortement le taux des mutations.
Le vent est aussi un facteur d'une importance biologique considérable, car il dessèche les végétaux non protégés par la neige et détruit, par son action brutale, les jeunes bourgeons ou les jeunes pousses, réduisant ainsi la taille de certaines espèces ou donnant à d'autres une forme en « drapeau » (anémomorphose).
Les étages de végétation (montagnes du bassin méditerranéen)

Ces conditions climatiques déterminent, suivant l'altitude, les étages de végétation, parmi lesquels on distingue, en France :
1° un étage collinéen (de 0 à 600-700 m), qui, dans la région méditerranéenne, est caractérisé par la présence de chênes-lièges, de pins d'Alep et, au-dessus, par des peuplements de chênes verts ;
2° un étage montagnard (entre 600-700 m et 1 600 m), qui est surtout le domaine du hêtre, accompagné suivant les régions du pin sylvestre ou, comme en Corse, à la base de cet étage, du pin laricio. Dans les Pyrénées orientales, le sous-bois de la hêtraie est peuplé de myrtilles, de luzules et d'aspérules, qui peuvent évoluer vers la lande (à buis sur sol calcaire ou à genêts sur sol siliceux). Dans la partie centrale des Pyrénées, plus sèche que la partie orientale, la hêtraie fait place aux peuplements de pins sylvestres avec des sous-bois de raisin d'ours (busserole) ; les landes sont peuplées de genêts et de genévriers communs ;
3° un étage subalpin (1 600 m-2 400 m), qui possède surtout des peuplements de pins à crochets formant, dans les Pyrénées, de belles forêts. À cet étage, dans les massifs centraux des Alpes, à climat plus continental, le mélèze remplace le hêtre ; on y trouve également le pin cembrot et l'épicéa, qui, lors de leur migration au cours du quaternaire, n'ont pu atteindre les Pyrénées ; l'aulne vert est encore assez fréquent à ce niveau. Cet étage subalpin est aussi occupé par de grands peuplements d'arbustes : rhododendrons, myrtilles et genévriers nains, ainsi que par des pelouses à fétuques et à Carex sempervirens . De nombreux oiseaux comme les pics ou les tétras vivent à cette altitude ;

4° un étage alpin, absent des massifs externes des Alpes, est surtout défini par l'absence d'arbres et par un appauvrissement très net de la flore. Les pelouses y tiennent donc une grande place ; sur sol acide, elles sont surtout caractérisées par Carex curvula et par Carex firma sur les sols calcaires. Dans les Alpes, la petite renoncule des glaciers est la plante qui atteint la plus forte altitude (4 270 m) ; deux mousses ont été retrouvées à 4 400 m au mont Rose, deux lichens se rencontrent encore à 4 700 m dans le massif du Mont-Blanc. C'est aussi le domaine de prédilection d'animaux caractéristiques tels que les chamois, les bouquetins, les choucas, les marmottes ou les perdrix des neiges, appelées lagopèdes.
Cette schématisation des étages est la même dans toutes les montagnes entourant le bassin méditerranéen, comme les Apennins, les Alpes dinariques, les chaînes de la péninsule balkanique et d'Anatolie, le Caucase et les chaînes d'Afrique du Nord. Mais, pour chaque région, la flore sera particulière, au moins en partie.
Les étages de végétation (autres écosystèmes)
Ailleurs dans le monde, les étages de végétation n’ont pas les mêmes caractéristiques.
Himalaya
La chaîne himalayenne, dans sa partie méridionale, la plus arrosée, porte une végétation extrêmement riche et une très grande variété dans les peuplements, qui s'étagent sur plus de 4 500 m. À la limite de la plaine cultivée, le terai correspond à une jungle marécageuse couverte de roseaux et de hautes herbes ; dans certaines parties sèches se localise une forêt claire avec un riche sous-bois de buissons et de hautes herbes rigides. Au-dessus, dans la zone où les condensations sont les plus importantes, existe une superbe forêt tropicale à bambous (plus de 30 m), aux arbres géants couverts d'épiphytes et de lianes ; vers 1 500 m, on rencontre une forêt où les essences tropicales sont en mélange avec des chênes, des bouleaux, des érables et des ronces. Entre 2 000 et 3 000 m, on trouve de belles forêts d'arbres à feuilles caduques (chênes, châtaigniers, noyers, bouleaux), avec de remarquables peuplements de magnolias ; ces arbres sont également couverts d'épiphytes (orchidées), de mousses et de lichens gorgés d'humidité. Au-dessus de 2 700 m, le sapin argenté est de plus en plus fréquent. À cette altitude apparaissent les rhododendrons, qui vont prédominer dans l'étage subalpin, zone qui, au fur et à mesure que l'on s'élève, devient de plus en plus sèche. Dans la zone alpine (4 000 à 5 000 m), on retrouve encore des rhododendrons ; la steppe alpine culmine vers 5 500 m dans les vallées intérieures.
Montagnes Rocheuses

Dans les Rocheuses méridionales, la forêt occidentale mésophile est caractérisée, dans son niveau inférieur, par des peuplements de pins (Pinus ponderosa), avec des sous-bois à genévriers et diverses graminées xérophiles jusqu'à 2 400 m. Au-dessus, les précipitations sont de l'ordre de 500 mm et le sapin de Douglas domine progressivement. Vers 3 000 m, on trouve une forêt d'épicéas avec un sous-bois d'airelles ; au-dessus de 3 500 m, l'étage supraforestier est une prairie alpine rase et dense, composée essentiellement de cypéracées (kobresia), avec de nombreuses plantes naines à feuilles en rosette ou en coussin, à grandes fleurs très colorées (gentianes, primevères, saxifrages, myosotis) présentant les caractéristiques de la flore alpine.
Mexique
Au Mexique, dans les basses plaines du golfe, jusqu'à 800 m, on est en présence d'un étage tropical humide où se rencontrent des ficus, des palmiers, des dendropanax, avec des épiphytes ; au-dessus, l'étage semi-tropical, jusqu'à 2 000 m, est caractérisé par des feuillus (chênes verts, arbousiers) ; entre 2 000 et 4 000 m se situe un étage froid où l'on peut distinguer, de la base au sommet, un sous-étage à pins, chênes et cyprès, un deuxième à Abies religiosa très humide, et enfin un troisième peuplé de pins qui, vers 4 000 m, sont de moins en moins abondants, et de genévriers ; les hauts sommets sont couverts de prairies à graminées, lupins et eryngiums ; les neiges éternelles commencent à 4 500 m.
Cordillère des Andes

Dans le nord de l'Amérique du Sud, le pied des montagnes est couvert par la forêt ombrophile, à laquelle fait suite une forêt humide subtropicale, qui se termine à 2 500 m. Au-dessus, la ceja est une forêt rabougrie très dégradée. À partir de 3 300 m et sur une dénivellation de 1 000 m, on rencontre une formation humide, le páramo, dominée par les graminées, avec des broméliacées et des composées. Les hauts sommets correspondent à un étage alpin et sont caractérisés par des plantes en coussins (azorella), qui peuvent vivre encore à 5 100 m. Dans les Andes, vers le 38e degré de latitude, apparaît la forêt d'araucarias (Araucaria imbricata), à laquelle font suite, entre le 39e et le 40e degré, de 700 à 1 100 m, la forêt de hêtres à feuilles pérennes (Nothofagus pumila) et un sous-bois de bambous ; plus au sud, au 50e degré, on trouve le Nothofagus antarctica, dont les derniers éléments culminent vers 900 m.
Afrique équatoriale
En Afrique équatoriale, en particulier dans le Ruwenzori, on trouve jusqu'à 1 000-1 200 m une formation hygrophile, obscure et à nombreuses lianes et épiphytes ; au-dessus, vers 1 600-1 700 m, succède à cette forêt une sorte de parc-savane qui précède, vers 2 000 m, une savane à très hautes graminées ; entre 2 200 et 3 000 m, on retrouve une forêt de montagne à podocarpus, fougères arborescentes et bambous ; vers 3 500 m, la température s'abaisse fortement et la nébulosité augmente ; on découvre là une brousse à bruyères arborescentes et à fougères, couverte de lichens pendant des branches ; des sphaignes y forment un épais matelas spongieux ; entre 3 500 m et 4 000 m se localise, sous un climat plus sec que l'on peut comparer à celui de l'étage subalpin de nos montagnes, une étrange formation, unique au monde, de seneçons arborescents, de lobelias géants, accompagnés d'éricacées et d'immortelles. Enfin, à partir de 4 000 m, l'étage alpin terminal est caractérisé par une prairie rase, où vivent des espèces peu éloignées de celles de l'Europe (fétuques, paturins, renoncules, gentianes, primevères, achillées, hélichrysums, etc.). Au-dessus de 4 800 m, il n'y a plus que les neiges éternelles et les glaciers.
Asie du Sud-Est
En Asie du Sud-Est, aux Philippines et en Indonésie, jusqu'à 1 200 m, on est en présence de la forêt ombrophile très dense, et, au-delà, d'une forêt de feuillus à feuilles épaisses (lauracées, myrtacées, magnoliacées), des palmiers lianoïdes, des fougères arborescentes et de nombreux peuplements de bambous. Au-dessus de 2 500 m apparaît une forêt basse, aux arbres tordus et nains, à laquelle succèdent d'épaisses broussailles aux petites feuilles et un maquis à rhododendrons qui correspond à l'étage subalpin. Plus haut se situe un étage alpin avec primevères, gentianes, potentilles...

2.5. La montagne et l'homme

Toutes les activités de montagne sont affectées par la pente, surtout l'agriculture, qui doit s'accommoder de versants raides, où il faut parfois étager les champs en terrasses, remonter la terre qui a glissé. Dans certains pays, faute de chemins, tout doit être exécuté à bras, travaux et transports. Par ailleurs, les glissements de terrain, les éboulements et les chutes de pierre constituent un danger fréquent ; lorsqu’ils se combinent avec de violentes averses ou de brutales fusion de neige, ils accroissent les ravages des eaux : les ravins griffent le sol, les lits des torrents charrient d'énormes masses de matériaux et, dans les vallées, l'inondation peut provoquer des ravages. Enfin, la neige cloître les hommes et leurs bêtes dans les demeures, déchaîne des avalanches.
Pourtant, la montagne possède de nombreux attraits. Grâce à ses replis, elle constitue notamment un refuge, dont les difficultés d'accès rebutent l'assaillant. En outre, elle possède un air vif et salubre (qui attire les populations), des alpages (qui permettent la transhumance du bétail), de belles forêts, des eaux abondantes (dont l'énergie est exploitée pour des activités industrielles) et recèle des filons métallifères. C’est pourquoi très rares sont les montagnes restées dépeuplées ; il en est même où les hommes sont plus nombreux que dans les dépressions voisines, comme en Kabylie, dominant la vallée de la Soummam, ou au Liban, au-dessus de la Beqaa.

La vie en montagne
Le relief entraîne de grandes dépenses d'énergie. Il disperse aussi les étendues exploitables en emplacements presque toujours restreints et souvent difficilement accessibles. Enfin, la saison au cours de laquelle peuvent s'effectuer les travaux est brève.

Les paysans des hautes terres ont donc vécu en véritables nomades, parcourant sans cesse les divers étages de leur terroir, grimpant aux alpages et redescendant aux champs, possédant souvent plusieurs demeures à des paliers différents, où l'on s'installe pour quelques semaines, telles les « remues » de Savoie. Se posait le problème de la longue saison morte, où il fallait subsister sans rien produire ; ils l'ont résolu par l'émigration temporaire.
Cet équilibre séculaire s'est rompu depuis le milieu du xixe s., dans les montagnes des pays tempérés. Pénétrés par des voies ferrées et des routes, ces massifs se sont trouvés aux prises avec le monde moderne, tout en ne disposant que de méthodes surannées. L'émigration saisonnière vers les terres basses a disparu depuis que le colportage n'est plus rentable et que les machines agricoles dispensent de recourir à la main-d'œuvre montagnarde ; dès lors, les hautes régions se sont trouvées surpeuplées, car leur médiocre agriculture était hors d'état d'assurer à elle seule la subsistance d'une population trop nombreuse. L'émigration définitive a pris le relais des départs temporaires.

L'hydroélectricité, puis le tourisme ont partiellement compensé cette évolution. Depuis 1869, on tire parti de la force des torrents ; la montagne s'est garnie de centrales qui fournissent une énergie considérable, et une partie de cette puissance a pu être utilisée sur place, dans des usines de transformation où s'emploie la main-d'œuvre locale. Mais ces industries ne peuvent s'installer que dans quelques vallées privilégiées, bien pourvues de moyens de transport. Le tourisme est venu à la rescousse, et des foules de plus en plus nombreuses envahissent la montagne, été comme hiver. Houille blanche, industrialisation et tourisme, s'ils ont limité globalement le dépeuplement (c'est particulièrement vrai dans les Alpes françaises du Nord), ont surtout contribué à concentrer cette population sur des sites privilégiés (développement spectaculaire des villes comme Grenoble et Annecy en France, ou Innsbruck, en Autriche), souvent d'ailleurs à la périphérie ou presque des massifs. Demeure le problème du maintien d'une population à vocation au moins partiellement agricole, permettant la sauvegarde du milieu naturel, que menace d'ailleurs parfois le développement « sauvage » du tourisme de masse. La création de parcs ou réserves, nationaux et régionaux, répond à ce souci.
L'enjeu touristique
L’attrait de la montagne

C'est sans doute à Jean-Jacques Rousseau que l'on doit les premiers textes célébrant le côté merveilleux de la nature en montagne. À la fin du xviiie s., Horace Bénédict de Saussure, savant genevois, écrit Voyages dans les Alpes. Quelques années plus tard, les premiers voyageurs anglais font leur apparition dans la vallée de Chamonix afin de découvrir le mont Blanc. Cependant, au xixe s., les touristes sont encore rares, et seuls quelques alpinistes osent s'aventurer en haute montagne. À la fin du xixe et au début du xxe s., on construit les premiers grands hôtels à Chamonix et à Zermatt (en Suisse). C'est aussi de cette époque que datent les premiers chemins de fer à crémaillère. Le tramway du Montenvers permet d'accéder à la mer de Glace, tandis que le plus élevé des Alpes est celui de la Jungfrau (en Suisse) ; il monte, sous terre, dans la face nord de l'Eiger au-dessus d'Interlaken, jusqu'à 3 500 m d’altitude.
Le développement des sports d’hiver

Le grand essor touristique dans les Alpes date des années 1950 et 1960 pour deux raisons principales : la généralisation des congés payés et l'augmentation du niveau de vie, d'une part; le développement des sports d'hiver, avec un engouement généralisé pour le ski, d'autre part. Les années 1970 ont vu la construction des grandes stations de ski intégrées, comme Tignes, Flaine ou Les Arcs, alors que d'autres stations, comme Chamonix ou Zermatt, datant de la fin du xixe s. dernier, se sont transformées progressivement pour s'adapter à l'évolution de la fréquentation touristique. Depuis 1970, l'« or blanc » est devenu une véritable manne pour l'activité économique des montagnes, créant des emplois dans le bâtiment, les travaux publics, la maintenance des exploitations, l'hôtellerie et le commerce. Les Alpes ne sont pas les seules à bénéficier de l'attrait touristique : les montagnes Rocheuses (aux États-Unis) connaissent aussi un afflux de visiteurs, notamment étrangers, en particulier dans les grands parcs nationaux.
De nouvelles activités

Cependant, depuis le début du xxie s., on assiste à un ralentissement des sports d'hiver. D'autres formes de loisirs prennent le relais : nouvelles activités sportives (parapente, canyoning, hydrospeed), tourisme sportif, marche en montagne, découverte de la nature, activités nautiques sur les lacs de barrage en basse altitude, etc. En outre, depuis les années 1980, le trekking s'est développé également dans les montagnes lointaines : cette activité consiste à randonner à pied, accompagné par des guides locaux, sur les chemins de l'Himalaya, des Andes ou d'ailleurs, à la découverte de paysages grandioses et de populations vivant encore avec des coutumes et selon des rythmes ancestraux.
Les risques naturels

Par la vigueur des reliefs, la verticalité des pentes et l'activité tectonique profonde, les montagnes sont un terrain de prédilection pour les avalanches, chutes de pierres, catastrophes glaciaires, coulées boueuses, éboulements des faces, inondations, séismes et autres risques naturels.

Quand le manteau neigeux devient trop épais et trop lourd, il se fissure dans sa partie haute, se détache de sa zone d'accrochage et emporte dans sa chute une masse de neige plus ou moins importante. Malgré les prévisions météorologiques et la surveillance de l'état de la neige, les avalanches restent un danger important. Elles provoquent, en moyenne, la mort de 100 personnes par an dans les Alpes françaises.
En haute montagne, les fissures sont imbibées d'eau. Les alternances de gel et de dégel déstructurent progressivement les roches. Il suffit alors d'une forte période de sécheresse ou, à l'inverse, d'une très grande pluviosité pour déstabiliser des pans entiers de falaise. En 1970, au Pérou, l'éboulement du Huascarán a déplacé une masse de 10 millions de mètres cubes de roches ; on estime que certains rochers de plusieurs centaines de tonnes se sont déplacés avec une vitesse de pointe de plus de 300 km/h. Même à petite échelle, les éboulements rocheux qui affectent les parois constituent un véritable péril, en particulier pour les alpinistes.
Les glaciers présentent parfois aussi un danger pour les habitants situés en aval. Des poches d'eau peuvent se développer sous leur langue, grossir, rester captives quelques années puis rompre brusquement, comme celle du glacier de Tré-la-Tête, qui, au début du xxe s., a provoqué la destruction d'une partie de la ville de Saint-Gervais-les-Bains (en Haute-Savoie).
La forme étroite et encaissée des vallées de certaines régions peut donner aux cours d'eau un pouvoir très dévastateur en cas de fortes pluies. De très nombreuses maisons sont ainsi emportées en période de mousson dans l'Himalaya. Une catastrophe de ce type a eu lieu en France en juin 1957, dans la vallée du Queyras, balayée par le gonflement du Guil : des centaines de maisons ont détruites, les villages et les terres agricoles ravagés.

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quaternaire

Subdivision supérieure de l'ère cénozoïque – qui comprend aussi le système tertiaire –, le quaternaire a débuté il y a 2,6 millions d'années, avec l'apparition de l'homme, dont les ancêtres (famille des hominidés) sont apparus et ont évolué durant le tertiaire. Il se poursuit aujourd'hui.
Au début du quaternaire, la position des continents était proche de l'actuelle. Quatre grandes glaciations successives (dont la dernière s'est achevée il y a environ 10 000 ans), séparées par des périodes de réchauffement, ont façonné les reliefs et sont largement responsables des paysages actuels. Ainsi, toute l'Europe du Nord et l'Amérique du Nord étaient recouvertes par une calotte glaciaire qui les a rabotées et a laissé, en fondant, de multiples lacs. Les mouvements relatifs des plaques continuent, notamment dans la mer Rouge et dans le golfe d'Aden, où on assiste à l'ouverture d'un nouvel océan qui éloignera progressivement l'Afrique du Moyen-Orient.
On distingue deux périodes au cours du quaternaire : la première correspond au cycle glaciaire, c'est le pléistocène, la seconde, l'holocène correspond au cycle postglaciaire actuel.

1. Géologie et géomorphologie : les glaciations
Les moraines et leurs altérations ont donné des indications sur l'évolution climatique du quaternaire. Les sols développés sur les moraines sont souvent épais. Les gros éléments sont très attaqués, couverts d'oxyde de fer, s'effritent ou ont disparu. Si le paléosol est détruit par l'érosion, il laisse parfois des témoins sous la forme d'éléments peu altérables, tels que les silex, les quartz ou les jaspes. Ces caractères authentifient l'ancienneté des formes d'accumulation glaciaires. Au contraire, des constructions de même nature, épargnées par le lessivage, restent très fraîches. Elles signalent une glaciation récente.

1.1. Les quatre glaciations des Alpes
Quatre glaciations ont été distinguées dans les Alpes : günz, mindel, riss, würm, auxquelles deux autres phases glaciaires, antérieures au günz, ont été ajoutées (biber et donau). Trois glaciations seulement ont été reconnues en Europe du Nord. La première phase, la glaciation de l'elster, correspondrait au günz et au mindel alpins. Les glaciations de la saale et de la vistule seraient l'équivalent septentrional du riss et du würm. En Amérique du Nord, quatre glaciations ont été reconnues : nebraska, qui marque le début du quaternaire, kansas, Illinois, wisconsin.

1.2. Les moraines du Nord
Sur les marges méridionales de la zone tempérée, dans l'hémisphère boréal, les moraines et les formes de relief qui leur sont associées se raréfient. Les glacis deviennent les principaux témoins de l'évolution du quaternaire. Les pluviaux prennent le relais des glaciations. Les moraines sont en continuité avec des glacis encroûtée, élaborés au cours des pluviaux et des régressions marines, et incisés lors des interpluviaux. Aux abords de la zone intertropicale, les pluviaux correspondent au contraire aux transgressions, donc aux interglaciaires de la zone tempérée, et les périodes sèches aux périodes glaciaires. Au cours des glaciations, les déserts de l'hémisphère boréal ont reculé sur les marges de la zone tempérée et se sont étendus vers le sud. L'équateur thermique, qui est décalé actuellement vers l'hémisphère Nord, devait être situé auparavant dans l'hémisphère Sud, près de la ligne de l'équateur.

1.3. Le domaine périglaciaire

Les effets des glaciations sont sensibles très en avant du front des moraines dans un vaste domaine périglaciaire qui s'étend vers la zone arctique lors des déglaciations et vers les marges méridionales de la zone tempérée lors des glaciations. Des éboulis ordonnés, ou grèzes litées, ont été mis en place par les alternances de gel et de dégel au cours des hivers, et de multiples formes de solifluxion témoignent de réchauffements saisonniers ou interstadiaires. Mais ces phénomènes périglaciaires, bien conservés lorsqu'ils sont hérités du würm, sont beaucoup plus rares pour les périodes antérieures. Les vents ont transporté loin au-delà des fronts d'inlandsis des particules fines de diverses origines (argiles, calcaires, quartz), qui, accumulées, forment les loess.

1.4. Les paléosols
Les paléosols ont parfois disparu ou sont tronqués. Leur présence dans les formations quaternaires est révélatrice d'un changement des conditions climatiques. Le ferretto des régions méditerranéennes, reconnaissable à sa coloration rouge vif, altérant les moraines et les alluvions fluvio-glaciaires du mindel, date l'interglaciaire mindel-riss. Des sols bruns forestiers ont été légués par l'interglaciaire riss-würm dans l'ensemble de l'Europe. Des tchernozioms fossiles marquent l'expansion du domaine des steppes lors des phases froides du würm et du postglaciaire. Avec leurs interstratifications alluviales et colluviales, leurs altérations, signalées par les horizons décalcifiés des lehms, leur faune et leur flore fossiles, leurs industries préhistoriques, les paléosols forment de véritables complexes pédologiques qui ont donné des indications précises sur les séquences morphoclimatiques et bioclimatiques. Malgré les difficultés d'interprétation, certains complexes pédologiques du würm, comme le gisement de Saint-Vallier (Drôme), du mindel et du riss, comme le gisement d'Achenheim (Bas-Rhin), permettent de reconstituer globalement le milieu.

2. La flore et la faune
Le début du quaternaire est marqué par l'apparition de Bos (les bovins), d'Equus (les chevaux) et d'Elephas (les éléphants). Les modifications des aires d'occupation des mammifères de grande taille, proboscidiens, rhinocérotidés, équidés, bovidés, cervidés, antilopes et carnivores, et l'évolution des espèces et des genres, leur essor ou leur extinction reflétant le rythme des oscillations climatiques, ont contribué à l'établissement de la stratigraphie. La fréquence insuffisante des gisements a accru l'intérêt des petits mammifères comme les lagomorphes, les rongeurs, les insectivores et les chiroptères, dont les restes se sont accumulés dans les abris-sous-roche ou dans des fissures sous forme de brèches. Les modifications de la température des eaux marines sont marquées par la réduction de l'aire occupée par des fossiles d'eaux chaudes comme Strombus bubonius. Les fossiles les plus caractéristiques du quaternaire, les mammifères continentaux, n'abondent pas en dehors des interglaciaires.
Les restes macroscopiques des flores ont été conservés dans des cinérites, des argiles à diatomées, des tufs, des travertins et des colluvions. Mais les résultats les plus précis et les plus abondants concernant la paléobotanique ont été livrés par la palynologie. Protégés par leur gaine résistante, les pollens ont été conservés dans les tourbières ou les dépôts d'argile. Identifiés et comptés, ils ont permis la reconstitution des paysages végétaux et des oscillations climatiques qui commandent leur évolution.

3. La classification du paléolithique

Par la fabrication d'outils, par la construction d'un habitat, par l'aménagement de leur environnement, par l'accumulation des débris issus de leurs activités et par leurs propres restes, les hominidés ont laissé des témoignages qui appellent une classification chronologique. Le paléolithique, l'âge de la pierre taillée, est divisé en trois périodes.

Le paléolithique inférieur débute lorsque apparaissent les galets brisés. Ensuite s'opposent les industries sans bifaces, localisées le plus souvent au nord de l'Eurasie, et les industries à bifaces, représentées par l'abbevillien et par l'acheuléen, qui s'épanouit lors de l'interglaciaire mindel-riss et au riss, mais se poursuit jusqu'au début du würm.
Le paléolithique moyen est l'époque du moustérien. L'utilisation de l'os et la croissance de l'outillage dérivé des lames identifient le paléolithique supérieur et ses différentes industries (aurignacien, solutréen, magdalénien, contemporain de la fin du würm).
Au cours d'une période de transition, le mésolithique, l'outillage se diversifie et se miniaturise, alors que la déglaciation commence. Dès le viie millénaire avant notre ère, le néolithique commence en Orient, alors que de nombreux groupes humains conservent encore à travers le monde des techniques désormais archaïques.

4. Les méthodes de datation
4.1. La dendrochronologie

Par le comptage et l'analyse des anneaux de croissant des arbres, la dendrochronologie a contribué à la reconstitution des séquences climatiques sur cinq millénaires environ. La téphrochronologie livre aussi des datations absolues alors que les explosions volcaniques sont datées par des documents historiques. Mais l'information est limitée à un courte période. Au-delà, la chronologie redevient relative.

4.2. Le carbone 14
Les mesures de radioactivité ont ouvert la voie à une chronologie absolue plus longue, qui a rendu nécessaires le choix d'une date de référence (1950) et l'emploi d'un système de datation négatif à partir de cette date, signalé par l'abréviation BP (before present). Le dosage du carbone 14, isotope radioactif du carbone 12 contenu dans les matières organiques, indique la durée de la période de désintégration du carbone depuis la mort de l'organisme. Mais la rapide réduction de la proportion du carbone 14 limite le champ d'information à 50 000 ans. Le potassium radioactif 40K, contenu dans des cristaux de roches éruptives, se désintègre en libérant de l'argon, 40Ar, qui manque à l'origine. Le rapport 40K/40Ar date la formation des cristaux. L'utilisation de cette méthode a conduit à une périodisation longue du quaternaire. Les datations au carbone 14 et au potassium-argon laissent à l'écart une longue période du quaternaire comprise entre 50 000 et 1 million d'années. D'autres méthodes sont fondées sur l'examen des produits de décomposition des isotopes 235 et 238 de l'uranium, 234U, 230Th et 231Pa.

4.3. L'isotope radioactif 18O
L'utilisation des données de la radioactivité a ouvert de larges possibilités à l'étude des paléotempératures et du paléomagnétisme. L'oxygène, dont le poids moléculaire est de 16, comporte un isotope radioactif 18O. Les mesures de rapport 16O/18O ont permis de préciser l'évolution des paléo-températures des eaux marines en déterminant le pourcentage de l'isotope 18O dans les carbonates précipités des coquilles. Un relèvement sensible des températures a été ainsi enregistré entre 16 500 et 6 000 BP. Toutefois, la faible sensibilité des eaux marines aux oscillations de durée, la lenteur des modifications de la circulation océanique d'ensemble et les irrégularités de la sédimentation marine rendent parfois illusoires les datations fines obtenues par cette méthode.

4.4. La datation au potassium-argon
La datation au potassium-argon a précisé les données du paléomagnétisme enregistrées par les roches éruptives. Lorsqu'elles se refroidissent, les particules magnétiques incluses dans la roche s'alignent définitivement dans la direction d'aimantation de polarité, introduisant ainsi un magnétisme thermorémanent. Or, le champ magnétique varie et même s'inverse au cours des temps géologiques. Les mesures du paléomagnétisme quaternaire indiquent une succession de périodes dites « normales » marquées par une orientation vers le nord, et de périodes dites « inverses », marquées par une orientation vers le sud. En combinant ces observations avec des datations au potassium-argon, on a pu définir quatre époques : Gilbert, inverse, Gauss, normale, entre 3,4 millions d'années et 2,5 millions d'années, Matuyama, inverse, entre 2,5 millions d'années et 0,7 million d'années. Brunhes, lui, correspond à la période actuelle. Les époques comportent des épisodes à polarité inverse.

5. Les principales phases du quaternaire
Plus chaude et plus humide que de nos jours, l'Europe avait accueilli au pliocène des espèces végétales localisées aujourd'hui en Extrême-Orient, comme Ginkgo biloba ou Liquidambar orientalis, ou sur la façade pacifique de l'Amérique du Nord, comme les séquoias ou les caryas. Le refroidissement du climat marque en principe le début du quaternaire. Une altération du climat a été signalée néanmoins avant la fin du pliocène.

5.1. Le pléistocène (de 2,6 millions d'années à – 117 000 ans)
Les animaux

Le calabrien marin et son équivalent, le villafranchien continental, sont considérés comme les étages de base du quaternaire, bien que les sites qui ont donné leurs noms aux étages ne correspondent pas exactement aux caractéristiques que l'on attribue désormais à la période qu'ils désignent. En Europe du Nord, le villafranchien débute par une période froide, le prétiglien, qui correspondrait à la glaciation de donau dans les Alpes. Le séquoia est alors définitivement éliminé de l'Europe. Après le réchauffement tiglien, plusieurs épisodes froids se succèdent, parmi lesquels figure la glaciation de Günz, qui daterait de 650 000 à 500 000 ans. Au cours du günz, les mastodontes disparaissent et les bovidés primitifs (Leptobos etruscus) se raréfient. Le rhinocéros étrusque cède progressivement place au rhinocéros de Merck. Equus Stetonis, le premier cheval connu, apparaît et se substitue à l'hipparion tridactyle du cénozoïque. Mais les épisodes froids du villafranchien ne semblent atteindre qu'une partie de l'Europe. Alors que les conifères se répandent dans les plaines de l'Europe du Nord, le climat du sud-ouest de la France reste encore chaud et sec.

L'apparition des hominidés
Les hominidés apparaissent approximativement à la fin du tertiaire en Afrique. Un hominidé vieux de 7 millions d'années, Toumaï, a été découvert au Tchad. Le plus ancien australopithèque reconnu avec certitude, découvert dans la vallée de l'Omo, en Éthiopie, date de 4,4 millions d'années. L'homme est présent en Europe depuis plus d'un million d'années.

La flore
À partir du quaternaire moyen, la flore exotique héritée du pliocène disparaît complètement. Au cours de l'interglaciaire günz-mindel, connu sous le nom de cromérien, la forêt de chênes, d'ormes et de tilleuls s'étend aux dépens des aulnes, des bouleaux et des pins. La faune chaude, qui comprend l'éléphant antique, le rhinocéros de Merck, l'hippopotame majeur et le machairodus, occupe encore le territoire européen. La glaciation de Mindel provoque l'expansion des espèces végétales boréales en Europe. Le renne peuple une partie du continent, alors qu'Elephas meridionalis disparaît. La présence de l'homme est attestée à Vértesszôllôs, en Hongrie, et à Terra Amata, au pied du mont Boron, près de Nice, au cours d'interstades mindéliens. Réduit à des galets aménagés au début de l'occupation du site de Terra Amata, l'outillage s'affine ensuite. Les gisements du dernier interglaciaire livrent des bifaces.
L'interglaciaire mindel-riss
L'interglaciaire mindel-riss paraît plus chaud et plus humide que le climat actuel. Aux abords de la mer Méditerranée, un paléosol rouge, le ferretto, est le témoin d'une altération des roches active et profonde. Le site de Saint-Acheul, qui a donné son nom à l'acheuléen, est occupé par ses premiers habitants. En Chine, à Zhoukoudian, un hominidé, le sinanthrope, dont les ossements sont associés à des galets taillés et à des restes de cerfs, occupait vraisemblablement la grotte du site I lors de l'interglaciaire mindel-riss.
5.2. Le quaternaire supérieur (de – 200 000 ans à aujourd'hui)

La glaciation du riss (de – 200 000 à – 120 000 ans)

La glaciation rissienne commence il y a 200 000 ans et s'achève vers – 120 000. Au cours du premier interstade, dans une steppe peuplée de rennes, de chevaux et de rhinocéros, vit l'homme de Tautavel (Pyrénées-Orientales), qui a laissé le plus ancien crâne d'hominidé daté avec certitude en Europe. Les derniers représentants de la faune de climat chaud, tels le tigre à dents de sabre et le rhinocéros étrusque, s'éteignent peu à peu. Au cours d'interstades, l'éléphant antique et l'hippopotame, repliés vers le sud, se répandent de nouveau. Mais, seul, le rhinocéros de Merck atteint l'interglaciaire riss-würm en Europe. Le renne et le mammouth se multiplient. À proximité même de Terra Amata, la grotte du Lazaret, occupée vers – 150 000, indique combien la faune a changé : le gibier est désormais composé de bouquetins et de marmottes.
L'interglaciaire riss-würm (de – 120 000 à – 75 000 ans)
L'interglaciaire riss-würm (de – 120 000 à – 75 000 ans), représenté par l'élémien de l'Europe du Nord, est défini par des dépôts lacustres et marins qui reposent sur des argiles morainiques rissiennes et qui supportent les dépôts fluvio-glaciaires de la dernière glaciation. Le niveau de la mer est alors à peine supérieur au niveau actuel (environ de 6 à 8 m). La reconquête de l'Europe du Nord par la chênaie mixte est en cours pendant la deuxième des six phases climatiques, puis recule lors de la troisième phase, plus humide. Le charme et l'aulne se répandent jusqu'aux approches de la dernière glaciation, marquée, au cours de la cinquième phase, par la disparition des arbres à feuilles caduques. Les paléanthropiens, comme l'homme de Neandertal, dont le cerveau est plus développé dans la partie occipitale que dans l'aire frontale, sont dispersés à travers de vastes espacés.
La glaciation du würm (de – 75 000 à – 10 000 ans)
Au würm (de – 75 000 à – 10 000 ans), dernière glaciation du quaternaire, les glaciers n'ont pas rejoint partout la limite extrême atteinte en Europe par les glaciers rissiens, mais le froid a été encore plus vif. La faune arctique, renne, bœuf musqué, perdrix des neiges, envahit l'Europe. Bouquetins, chamois et marmottes descendent vers les plaines, où ils rencontrent bisons et aurochs. Cerfs et sangliers prolifèrent lors des interstades, au cours desquels le climat se réchauffe. Au würm moyen, vers – 35 000, Homo sapiens apparaît à Cro-Magnon, à Chancelade, à Grimaldi. Les crânes de ces néanthropiens révèlent la croissance de la partie antérieure du cerveau. À cette époque également, les industries se diversifient et les représentations artistiques sont de plus en plus nombreuses. Lorsque se développe la civilisation aurignacienne, l'homme fabrique des pointes de sagaie et des pics en bois de renne, grave des signes et des formes animales. Cette civilisation a laissé des traces de l'extrémité de l'Europe occidentale à la vallée du Don. Son apparition semble plus tardive sur les rives orientales de la Méditerranée. La technique évolue : l'aiguille d'os et les pointes très minces en feuilles de laurier signalent en Europe occidentale le passage au solutréen, à partir de – 18000 environ.
Le tardiglaciaire
Au tardiglaciaire (würm supérieur), des vagues de froid se poursuivent. La toundra, caractérisée par une rosacée en coussinet, Dryas octopetala, qui a donné son nom aux trois stades du dryas, s'étend sur l'Europe septentrionale et médiane. Mais, sous les latitudes moyennes, l'été est plus long et plus ensoleillé que dans la toundra actuelle. Les hommes et de nombreux animaux, comme l'ours des cavernes, se réfugient dans les grottes.

5.3. L'holocène ou postglaciaire (de – 10 000 ans à aujourd'hui)
Une rapide fusion des glaciers, amorcée en Europe il y a dix mille ans environ, marque le début de la transgression flandrienne, qui modifie le tracé des littoraux. Les rivages, situés vraisemblablement entre 120 et 70 m au-dessous du niveau actuel lors du maximum glaciaire et entre 100 et 50 m au würm, lors de la régression préflandrienne, se rapprochent du niveau actuel. Après avoir été libérées rapidement du poids des glaciers, les marges continentales se sont soulevées, lentement, par compensation isostatique. Le mouvement n'est pas encore achevé aujourd'hui; il se poursuit au rythme de 10 m par millénaire dans les îles et les continents proches de la zone arctique. Le mammouth, le rhinocéros laineux et l'ours des cavernes disparaissent. Le renne remonte vers le nord. Au cours du préboréal, la forêt colonise les plaines occupées auparavant par la toundra. La tourbe commence à s'accumuler dans les dépressions mal drainées. La fusion de l'inlandsis scandinave provoque, au cours des périodes daniglaciale et gothiglaciale, le recul du front glaciaire et la formation d'un lac baltique où s'accumulent les argiles à varves. La mer à Yoldia submerge le lac à la suite du relèvement glacio-eustatique du niveau marin.
Le boréal (de – 8 500 à – 7 500 ans)
Au boréal (environ de – 8 500 à – 7 500 ans), l'orme et la chênaie mixte se substituent aux pins et aux bouleaux, premiers colonisateurs de la toundra. En Fennoscandie, la compensation isostatique annule, entre – 9 000 à – 8 000 ans, les effets de la transgression. Le lac à ancylus succède à la mer à yoldia. Le climat, encore sec, devient humide au cours de l'Atlantique (de – 7 500 à – 4 500 ans) et se réchauffe. La reprise de la transgression flandrienne pendant cette période atlantique et le ralentissement du mouvement isostatique changent le lac Baltique en mer à littorines vers – 4 000 ans. Le pas de Calais se forme à la même époque.
Le subboréal (de – 4 500 à – 2 800 ans)
Entre – 4 500 et – 2 800 ans environ, au subboréal, le climat devient moins chaud et plus sec qu'au cours de l'atlantique. L'expansion du hêtre, l'humification et l'acidification des tourbières indiquent ensuite un retour à l'humidité qui distingue le subatlantique.
L'action de l'homme au postglaciaire
Au cours de la période postglaciaire, l'action de l'homme s'est considérablement renforcée. Certes, de nombreux groupes vivent encore pendant longtemps de la chasse, de la pêche et de la cueillette, prolongeant le paléolithique par l'épipaléolithique. Mais, en Orient, s'amorce dès le ixe millénaire une économie de production. La domestication, puis la culture des céréales favorisent la sédentarisation. Ce mode de vie néolithique se propage vers l'Europe occidentale. Succédant à la métallurgie du cuivre, l'âge du bronze, qui commence au iiie millénaire, marque le début de la protohistoire.

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