LE TEMPS EN GEOLOGIE

Introduction

Toute histoire, y compris celle de la Terre, ne peut s’écrire qu’à condition de pouvoir situer les différents évènements qui la forment dans le tps et la durée.

Ainsi le tps, pour nous, le temps, notion abstraite, se matérialise le plus souvent par la trotteuse de l'horloge qui marque les secondes, les minutes ou les heures, le calendrier qui indique les jours, les mois, les années. Pour les géologues, se manifeste sous l’aspect de la durée, le déroulement continu d’évènements successifs. (Mais pour définir sa mesure il est nécessaire de la rapporter à un phénomène matériel).

Pb : - comment peut-on situer dans le tps les évènements géologiques qui se sont succédés ?

- est-il possible de connaître leur durée ?- quels vont être les méthodes d’élaboration de l’échelle des tps

géologiques et sur quels phéno matériels vont-elles se baser ?

Présentation du plan de devt : Nous allons voir dans une 1ère partie que les roches fournissent des renseignements pour les situer les uns par rapport aux autres, c’est ce que l’on appelle la chronologie ou datation relative, pour comprendre, dans une 2ème partie, comment les scientifiques ont établi l’échelle des tps géologique. Enfin, dans une 3ème partie, on montrera comment la datation absolue permet de dater et de faire coïncider la chronologie relative et la datation absolue.

1- La datation relative date les évènements les uns par rapport aux autres

La datation relative ne donne jamais de date précise, elle se contente de dater les évènements les uns par rapport aux autres.

1.1- La position relative des roches donne des informations sur la chronologie des évènements

a- le principe de superposition

Il s’applique aux roches sédimentaires et aux laves.

Les sédiments les + récents se déposent tjs sur les + anciens. Ainsi, une couche sédimentaire est + récente que celle qu’elle recouvre.

Attention toutefois, l’ordre de sédimentation peut-être perturbé suite à un plissement important.

La couche 1 est + vieille q la 2 par ex.

b- le principe de recoupement

Une couche qui en recoupe une autre lui est postérieure.

Ainsi, la cristallisation d’un granite intrusif se fait lors de l’ascension d’un magma. Les roches encaissantes sont donc + anciennes que l’intrusion granitique, et peuvent avoir été modifiées par la chaleur dissipée par le magma en cours de refroidissement (métamorphisme de contact).

Il en est de même pour les éruptions volcaniques : les cheminées et les filons associés à la montée d’un magma sont + récents que les roches qu’ils traversent.

Se principe s’applique aussi aux déformations subies par les roches après leur genèse : un pli, ou une faille, sont postérieurs aux roches affectées par le plissement ou par le déplacement relatif de 2 compartiments.

Lorsqu’une strate horizontale recouvre des strates redressées par un plissement, par exemple, on parle de discordance. Celle-ci indique une phase d’émersion postérieure au plissement, et antérieure à la sédimentation des matériaux de la strate non plissée, entrecoupée d’une phase d’érosion.

a) Discordance d'érosion: l'exemple ci-dessous illustre ce qu'on entend par ce type de discordance.

Cette surface irrégulière entre roche ignée et roche sédimentaire, dans l'exemple ci-haut, est une discordance d'érosion. Dans les exemples précédents, le temps géologique est représenté par le temps de dépôt des couches ou par la mise en place d'intrusions qui représentent des événements courts en temps. Ici, la discordance d'érosion représente aussi du temps géologique, mais du temps où, non seulement il n'y a pas eu de dépôt, mais où il y a eu érosion, suppression de dépôt.

b) Discordance angulaire: l'exemple qui suit illustre en séquence comment se forme une telle discordance.

Comme dans le cas précédent, cette discordance représente du temps géologique, ici, tout le temps du plissement et de l'érosion

Transition : l’étude de la géométrie des terrains permet de présenter une datation relative des terrains, en replaçant des évènements les uns par rapport aux autres.

1.2- La nature et le contenu des roches apportent des informations importantes pour situer les évènements les uns par rapport aux autres

L’étude de la nature et du contenu des roches fait appel à la litho- et biostratigraphie, c'est-à-dire à l’étude du contenu lithologique et biologique (respectivement) des strates.

a- Apport de la lithostratigraphie

Principes : la lithostratigraphie a pour but de caractériser la succession des strates par leur contenu lithologique = lithofaciès.

La 1ère démarche des Géologues consiste à décrire des couches caractérisées par leurs propriétés pétrographiques, sédimentologiques et paléontologiques.

La couche : =banc = + petit unité décelable sur le terrain. Généralement, elle n’est utilisée que dans les descriptions stratigraphiques détaillées. Toutefois certaines couches servant de bancs repères ont reçu des noms particuliers

- « bancs à poissons » situés à la base des schistes cartons du Toarciens inf.

- « banc bleu » dans l’Oxfordien inf du Jura

• La formation : ensemble de couches qui possèdent le même faciès ou des faciès voisins. Ses limites correspondent à des changements de lithologie et coïncident souvent avec des discontinuités importantes dans la sédimentation.

Elle implique des conditions de dépôts proches et identifiables à l’observation sur le terrain (ou en forages). L’épaisseur des formations est très variables : de qqs dizaines à qqs centaines de m dans des bassins de sédimentation où les conditions sont restées relativement constantes pdt une longue durée.

Une formation très caractéristique peut servir de niveau repère pour des conditions locales ou régionales. Par ex :

- un niv condensé ou un niv fossilifère peut avoir une extension très locale et ne servir de niv repère que pour 1 extension géographiquement faible

- tandis qu’un niveau de cendres volcaniques (cinérites) peut avoir une extension grande et permettre des corrélations sur de grandes dstances.

Ex de formations :- grès armoricain de l’Ordovicien de Bretagne- calcaire de Caen du Bathonien de Normandie

Principe de continuité latérale : Bien que sa base soit + âgée que son sommet, on considère que l’âge d’une strate est le même sur toute son étendue. Cependant, ces corrélations sont aisées tant que le faciès reste le même (pas de passage latéral de faciès).

La lithostratigraphie possède cependant qqs limites. En effet, il est nécessaires de rechercher 1 ref indépendante de la sédimentation car, d’une part, la sédimentation discontinue n’enregistre qu’une partie du tps et, d’autre part, les limites de faciès liées à des modifications du milieu de sédimentation peuvent être diachrones. Par ex : la base des calcaires à entroques du Bajocien est datée Bajocien inf en Haute-Saône et Bajocien moy en Côte d’Or.

La référence indépendante de la sédimentation va être le contenu paléontologique des couches qui va permettre de corréler les roches géographiquement éloignées, de les dater de manière relative et de comparer l’âge relatif de différentes roches dans l’espace et dans le tps.

L’étude du contenu paléontologique des strates correspond à la biostratigraphie.

b- Apport de la biostratigraphie

Fondée sur le principe d’évolution irréversible des espèces. Un canevas chronologique peut-être établi à partir des apparitions, des abondances maximales ainsi que des associations de diverses espèces.

Limites : bien sûr, la biostratigraphie ne va pas être applicable qu’aux roches sédimentaires qui se sont formées après que la vie soit apparue sur Terre et que ses restes vivants se soient fossilisés, et surtout que les espèces fossiles se sont diversifiées de manière à parvenir à subdiviser finement le tps géologique.

Ainsi la biostratigraphie ne concerne que la période de l’histoire de la Terre contenant des restes fossiles déterminables appelés « Phanérozoïque », et, bien entendu, que les roches sédimentaires contenant des fossiles.

Principe d’identité paléontologique : les fossiles d’espèces n’ayant connu, à l’échelle des temps géologique qu’une brève durée d’existence, ne peuvent se rencontrer que dans qqs strates seulement. Ces fossiles peuvent constituer alors localement des marqueurs du tps.

On parle de fossiles stratigraphiques. Ainsi, toute couche qui contient les mêmes fossiles est considérée de même âge en tout point du globe.

Ex : une couche sédimentaire située aux USA et contenant les mêmes fossiles que le calcaire du Comblanchien mais de composition différente à ce calcaire, sera quand même daté de la même époque.

Ex de fossiles stratigraphiques : Calymene est un Trilobite (Arthropode fossile du Primaire). Ce fossile permet de dater la roche qui le contient car il semble être caractéristique d’une période : le Silurien. De même que certains genres fossiles sont caractéristiques de qqs étages, certains fossiles peuvent être caractéristiques de périodes + importantes comme le groupe des Trilobites qui caractérise une ère complète (l’ère Primaire).

Biozone : = unité fondamentale de la biostratigraphie défini pour la 1ère fois dans le Jurassique. Elle englobe tous les terrains correspondants à l’extension verticale et horizontale d’une espèce ou d’une association d’espèces. Cette unité de base de l’échelle biostratigraphique est donc limitée par l’apparition et/ou la disparition d’une ou plusieurs espèces.

L’extension géographique des taxons est très variable. Si certaines biozones ont une extension quasiment mondiale, comme les zones à Ammonites du Jurassique inf, certaines définissent des provinces faunistiques. Ainsi dans le Jurassique moy ou apparaît une zonation climatique + marquée, on identifie une province boréale, une province N-Téthysienne (qui englobe l’Europe) et une province S-Téthysienne.

La méthode des assemblages fossilifères. Cette méthode se fonde sur la somme des fossiles trouvés dans une couche donnée. On assume que tous les fossiles trouvés ensemble sur une couche sédimentaire représentent des organismes qui ont tous vécu au même temps.

Prenons un assemblage de fossiles (A, B, C, D et E) qui se trouve dans une même couche. On consulte les catalogues pour connaître quelle a été la durée de vie de chacun des organismes qu'ils représentent.

Si on y apprend que A est connu du Silurien inférieur au Carbonifère inférieur, que B est connu du Dévonien inférieur au Carbonifère supérieur, que C a une durée de vie très longue qui va de l'anté-Ordovicien au post-Carbonifère, que D va de l'Ordovicien supérieur au Dévonien inférieur, et que E va du Silurien supérieur au Dévonien supérieur, le seul temps où ces formes ont pu se retrouver ensemble dans le même milieu correspond au temps où elles ont pu vivre toutes en même temps, soit le Dévonien inférieur. L'assemblage et la couche qui le contient datent donc du Dévonien inférieur. Aucun de ces fossiles pris individuellement n'aurait pu fournir un âge aussi précis.

c) La méthode des lignées évolutives. La recherche paléontologique sur l'évolution de divers groupes biologiques durant les temps géologiques a mis en évidence plusieurs lignées évolutives, souvent sur de courtes durées de temps. Pour illustrer l'utilité de ces lignées pour les datations relatives, prenons l'exemple d'une lignée évolutive des espèces d'un genre donné, soit les espèces A, B, C, D et E, avec un bon contrôle de la répartition temporelle de chacune des espèces.

Puisqu'il s'agit d'une lignée évolutive, la durée de vie d'une espèce marque un temps bien précis. La présence d'une de ces espèces dans une couche, fixe donc une limite d'âge précise à cette couche; par exemple, si on trouvait l'espèce C, on saurait que la couche doit avoir un âge Dévonien moyen.

Limites de l’utilisation des fossiles stratigraphiques :Il faut que : - le groupe ou l’espèce ait une aire de répartition la + large possible,

donc des conditions de vie très peu contraignantes.- la durée de vie du groupe soit la + réduite possible pour que la

datation soit précise.- ce soit des êtres vivants facilement fossilisables (avec des parties

dures importantes) pour qu’ils soient le mieux conservés possibles.

Ces contraintes montrent que si ce sont des outils forts intéressants, les fossiles stratigraphiques restent trop rares pour pouvoir permettre une continuité entre toutes les régions du globe. De +, les fossiles ne sont présents que dans des roches sédimentaires, ils permettent donc de situer essentiellement les roches sédimentaires dans le tps et les autres types de roches que par leur place par rapport à celle-ci.

Il existe d’autres moyens pour essayer de synchroniser les échelles locales entre elles, en cherchant des évènements géologiques qui ont une durée de vie brève, qui ont laissé des traces précises et qui se sont produits très rarement.

1.3- La continuité des échelles grâce aux éléments géochimiques

a- mise en évidence d’une anomalie chimique : la présence d’iridium en grande quantité dans une couche précise

Les dépôts d’iridium sont en général réguliers et leur accumulation relativement constante dans les sédiments au cours des tps géologiques. Ainsi des dépôts exceptionnels d’iridium peuvent alors servir de chronomètre pour toutes les couches qu’elle affecte, quelque soit l’origine de cette anomalie (volcanique, ou météoritique). Elles sont toutes contemporaines. Cependant, ces évènements exceptionnels restent assez rares et insuffisant pour établir une chronologie.

b- L’utilisation du paléomagnétisme dans la chronologie relative

Le paléomagnétisme correspond au magnétisme enregistré par les roches magmatiques au moment de leur formation lorsqu’elles refroidissent , ou par les roches sédimentaires au moment de leur sédimentation ou de leur cristallistation.

On a pu ainsi là aussi définir une succession d’épisodes de polarité normale (correspondant à une polarité identique à celle actuelle) et de polarité inverse (ou le champ magnétique était inverse à celui actuel). Cette chronologie relative, là aussi, a permis également de former une échelle des temps relative : une échelle paléomagnétique.

2- La datation relative a permis de proposer une échelle des tps relative.

A l’époque où à été réalisé l’échelle des tps géologique, la datation absolue n’existait pas, et seule la datation relative a donc servi à sa construction.

Cette échelle subdivise les ensembles de couches de l’écorce terrestre en strates sédimentaires correspondant à des intervalles de tps. L’unité de l’échelle chronostratigraphique est l’étage.

2.1- l’étage : unité stratigraphique

C’est l’une des + anciennes unité stratigraphique utilisée. Une partie des étages a été créée par d’Orbigny avant 1850. Il a défini les étages à partir de coupes types généralement fossilifères. Pris dans des zones de mers épicontinentales, les étages étudiés par d’Orbigny étaient séparés par des coupures nettes aussi bien dans la sédimentation que dans le contenu paléontologique. Les limites ainsi choisies correspondaient nécessairement à des variations globales du niveau marin (eustatisme) ou a des mouvements tectoniques, et les hiatus entre les étages successifs ont du être redéfinis.

L’étage est définie, par convention, en un lieu où la série est considérée comme complète, avec un contenu fossilifère ayant une probabilité d’extension géographique la + vaste possible et dans laquelle les limites sont clairement identifiables.

Au nom d’un lieu géographique proche est associé le suffixe –ienEx : le Maastrichtien de Maastricht

2.2- les systèmes 

Ensembles lithologiques qui présentent des analogies évidentes et une continuité dans leur histoire. C’est ainsi que la notion de Crétacé, ou âge de la Craie a été proposée, puis définie comme un système. Ces ensembles lithologiques sont limités par de grands changements lithologiques, traduisant des modifications fondamentales du paléoenvironnement, correspondant souvent à des régressions de + grande ampleur. Par ex, le système Jurassique est séparé du système Crétacé par une régression qui a provoqué l’émersion de presque tout le territoire français.

La notion de système, unité de valeur mondiale et regroupant plusieurs étages est donc, historiquement, basée sur l’enregistrement, dans les séries géologiques, de périodes de tps durant lesquelles les conditions de mise en place des séries sédimentaires étaient relativement homogène.

Limites : elle implique nécessairement un caractère régional car les conditions de sédimentation présentent tjs une répartition géographique limitée (pendant le Crétacé il ne se déposait pas de la craie de partout). Il a donc fallu raccorder les limites d’étages différents sur les bases paléontologiques.

2.3- les ères : subdivisions majeures des tps géologiques

Sur les bases de la biochronologie et de la mise en évidence de crises biologiques, qui ont une valeur universelle , une 1ère subdivision des tps géologiques a été établie, en grandes durées nommées ères

En réalité, la subdivision majeure est celle qui différencie les tps Précambriens (sans fossiles utilisables en biostratigraphie) des tps phanérozoïque (pour lesquels les fossiles servent de marqueurs du tps et permettent des subdivisions).

Bien entendu les travaux récents faits sur des terrains Précambrien y montrent l’importance de la vie, son apparition précoce, et son évolution. Les biostratigaphes du Précambriens sont au travail et des devt importants en ce domaine sont certains. Cependant, pour l’instant, la stratigraphie du Précambrien se fait par la lithostratigraphie.

Les terrains phanérozoïques ont d’abord été subdivisés en 4ères limités par des crises biologiques :

L’ère Primaire : - limitée à sa base par une crise d’apparition des fossiles possédant des tests ou des coquilles

- limite sup : séparée de l’ère IIR par la + grande crise d’extinction jamais connue : 95% des espèces disparaissent (disparition des Trilobites, des Fusulines…)

• L’ère Secondaire : limitée à son sommet par la célèbre crise K/T : disparition des Dinosaures, Ammonites…

• L’ère Tertiaire : limitée à son sommet par l’apparition de l’Homme

• L’ère Quaternaire : n’est pas encore limitée à son sommetCette approche du découpage du tps par la mise en évidence de grandes

unités séparées par des crises biologiques majeures, ne permet pas un pouvoir de résolution important, en particulier dans le cadre d’une étude régionale. C’est pourquoi on a défini des subdivisions à ces grandes ères géologiques.

Transition : toutes ces échelles permettent d’établir des chronologies en fonction des éléments qu’elles considèrent. Elles se complètent toutes car elles apportent toutes des renseignements parcellaires mais précieux. Cependant, aucune ne tient compte de la durée des évènements car la chronologie relative ne donne aucune information à ce sujet. Par ex, selon les conditions, la sédimentation peut-être + rapide à un moment qu’à un autre et un étage épais ne préjuge en rien sur sa durée : il peut-être + court qu’un étage où la sédimentation à été + lente (et donc, la couche correspondante est + fine…). Donc, l’étude des roches et de leur organisation donnent des infos sur la chronologie des évènements, permettant ainsi de les situer les uns par rapport aux autres dans le tps. Il est nécessaire de les dater indépendamment des autres, c’est la « datation absolue ».

3- La datation absolue permet de situer les évènements chronologique dans le tps

La datation absolue repose sur des témoignages inclus dans les roches qui sont indépendants des roches qui l’entourent.

3.1- l’utilisation des rythmes

La croissance de nbx invertébrés peut-être évaluée grâce à des stries qui apparaissent sur leur (exo)squelette. Par ex, la croissance des coraux est visible grâce à des stries journalières. Chacune correspond à la calcification liée à l’activité d’algues symbiotiques sur une journée. De +, selon la saison,

l’épaisseur de la strie varie : l’activité diminuant ou augmentant. Donc en comptant le nb de strie, on obtient une datation en jour et en repérant les successions cycliques de périodes d’activité rapide ou lente, on détermine les années.

Il existe d’autres datations basées sur les rythmes mais pour évaluer des durées comme :

- la dendrochronologie (comptage des cernes sur un tronc d’arbre, mais cela requiert un tronc en bon état de conservation, donc rare ou possible, mais pour des tps très récents),

- les varves (dépôts d’eaux calmes essentiellement dans les lacs proglaciaires, donc valables surtout pour la datation du quaternaire, encore une fois…)

- les cycles des paramètres orbitaux- les cycles d’alternance pélagique calcaire-marne pour les régions

à sédimentation continue et monotone

Mais pour tous ces rythmes, la datation reste soit pour des périodes récentes, soit assez floue. Il est donc nécessaire de trouver un autre moyen de datation absolue.

3.2- La radiochronologie

a- que va dater la radiochronologie ?

La datation absolue par radiochronologie repose sur la présence d’éléments radioactifs en très faible quantité dans les minéraux des roches magmatiques et métamorphiques, incorporés lors de leur formation. Par ex lors du refroidissement du magma pour une roche magmatique. A partir de ce moment là, le minéral (ou la roche entière) forme un système clos, fermé, ne recevant aucun atome de l’élément radioactif ou de l’élément fils de l’extérieur. Ce qu’on date est le moment de fermeture du système, et non l’âge des atomes.

La datation directe des roches sédimentaire est difficile. En effet, pour beaucoup d’entre elles, les minéraux qu’elles renferment proviennent de l’altération d’une roche mère. Dater ces minéraux revient à déterminer l’âge de la roche mère et non celui de la roche sédimentaire. Pour dater une roche sédimentaire, il faut un minéral cristallisé au moment du dépôt des sédiments, formant un système fermé et contenant un élément radioactif.

Très peu de minéraux des roches sédimentaires répondent à ces critères. L’âge absolu des formations sédimentaires est déterminé directement par leur association avec des roches magmatiques.

b- quel est le principe de la radiochronologie

Un isotope radioactif (isotope père = P) est instable et se désintègre pour donner naissance à un isotope non radioactif = radiogénique (isotope fils = F).

P  --->  F*

La quantité d’isotopes radioactifs qui disparaît ne dépend que du tps. Le processus est donc indépendant des phénomènes ext tels que t°C, P°, environnement chimique…

Soit P le nb d’éléments radioactifs contenus dans un système clos. La quantité d’atomes dP disparaissant par désintégration pendant un intervalle de tps dt tel que :

où λ = constante de désintégration → traduit la vitesse suivant laquelle l’élément père se désintègre.→ ex : λ du rubidium = 1,42.10ֿ¹¹/an → pour chaque g de Rubidium d’une roche, 1,42.10 ֿ¹¹g se désintègreront en une année.

(avec un signe moins car il s’agit d’une décroissance)

Si P0 représente la quantité d'atomes pères à l'instant t0, l'équation 1 s'intègre selon les équations (2) et (3) :

Dans la pratique, on ne doit faire intervenir dans l'équation que des grandeurs mesurables actuellement. Or, on ne connaît pas le nombre d'atomes pères P0 à l'instant initial t0. Au cours du temps, un certain nombre d'atomes P0 radioactifs se sont transformés en éléments fils radiogéniques F. On pose alors l'hypothèse, que le nombre d'atomes père à un temps t (P) est égal au nombre d'atomes pères initiaux (t0) moins le nombre d'atomes fils radiogéniques produits au cours du temps t. Soit :

P = P0 - F

ou P0 = P + F

En remplaçant P0 par sa valeur (P + F) dans l'équation (3) on obtient :

P + F = P et

ou F = P et - P ; soit :

De cette équation (4) on peut en déduire l'âge (t) :

Un problème peut apparaître. La quantité d'atomes F mesurés aujourd'hui correspond en fait à la quantité d'atomes fils radiogéniques provenant de la désintégration de l'élément père (P) radioactif, mais aussi à la quantité d'atomes fils (F0) qui étaient présents dès le départ dans le système. C'est à dire que :

F total mesuré = F radiogénique + F0 existant au départ

L'équation (4) peut alors s'écrire :

Cette équation (6) est l'équation fondamentale de la géochronologie. Elle permet d'obtenir l'âge d'une formation (ou d'un minéral) selon l'équation (7)

L'âge est obtenu dans les conditions suivantes :

1. la constante de désintégration soit connue avec précision 2. que l'on connaisse P et F avec une bonne précision 3. que l'on connaisse F0 ; ce qui est souvent délicat, voir impossible 4. que le système soit resté clos (Rien ne se perd, rien ne se crée, tout se

transforme)

Période = tps nécessaire, noté T, pour diminuer de moitié une quantité d’éléments pères radioactifs et donc pour doubler le nb d’éléments fils.

Au tps T, Pt est alors = à P d’où :

Ce qui équivaut à :

A t = 0, on compte 16 isotopes noirs de P (c'est P0) et 1 isotope blanc de F (F0) :

A t=T, il ne reste plus que 8 isotopes noirs, 8 isotopes blancs ont été produits.

A t=2T, il ne reste plus que 4 noirs pour 12 blancs (plus 1 blanc initial), A t=3T, il ne reste plus que 2 noirs pour 14 blancs (plus 1 blanc initial), etc…

Vous remarquerez que l'on est parti d'un système à 17 isotopes et qu'il y en a toujours 17 dans le système : on dit que le système est clos.

On peut alors dessiner les courbes ci-dessous, avec le nombre d’isotopes P qui diminue en fonction du temps (points noirs) tandis que le nombre d’isotopes fils produit augmente  ( points blancs) :

P  --->  F

Différents isotopes radioactifs pourront être incorporés aux structures minérales lors de leur formation, mais comme la période T est très variable d’un isotope à l’autre et que c’est celle qui détermine la quantité d’éléments radioactifs restant au bout d’un tps t, le choix d’un isotope comme chronomètre géologique dépendra de sa période et de l’âge présupposé de l’échantillon à analyser :

Principaux couples d’isotopes utilisés

Constante de radioactivité (an-1)

Demi-vie (années)

238U 206Pb 1,55125 x 10-10 4,47 x 109

235U 207Pb 9,8485 x 10-10 0,704 x 109

232Th 208Pb 4,9475 x 10-11 14,0 x 109

40K 40Ar 5,81 x 10-11 (11,9x 109) *

87Rb 87Sr 1,42 x 10-11 48,8 x 109

14C 14N 1,245 x 10-4 5,730 x 103

14C → période de ½ vie courte → échantillons récents87Rb et 238U → période de ½ longue → échantillons très anciens (âge du

syst solaire pour 238U par ex,

Il est à noter :

qu’au-delà de 10 périodes, ce qui reste d’atomes de l’isotope radioactif père est généralement non mesurable.

Pour les isotopes radioactifs de longue période, les fermetures trop récentes du système ne permettront pas une décroissance suffisante de P pour être mesurable.

Ainsi, les différents isotopes radioactifs ont chacun une fenêtre temporelle où ils pourront être utilisés.

Ne pourront être datés que des objets contenant un nb suffisant des atomes d’un isotope radioactif intéressant pour cette période géologique.

Le principal pb réside dans le fait qu’à priori, il faut être sur que le système reste fermé. Il faut qu’il n’y ait pas eu de pertes d’atomes de l’élément fils (ce qui entraînerait un rajeunissement) ni de pertes d’atomes de l’élément père (ce qui entraînerait un vieillissement). Or de nbx phénomènes géologiques peuvent entrainer une fuite de ces atomes hors du cristal. Un réchauffement induit une dilatation du réseau cristallin et ainsi peut induire une diffusion d’atomes hors du cristal. La radioactivité α fissure le métal (métamictisation), ceci induisant une perte d’atomes ( et ceci indépendamment de tout évènement thermique). C’est pourquoi de + en + , les mesures se font sur des cœurs de minéraux abrasés (la périphérie +/- fissurée et donc +/- appauvrie en atomes n’étant donc pas prise en compte).

Cependant diverses méthodes permettent souvent (le + souvent ?) de détecter ces éventuelles pertes d’atomes et d’en tenir compte, voire même permettent un gain d’information supplémentaire → cf méthode U-Pb avec Concordia ou méthode Rb-Sr avec isochrones sur minéraux.

c- quels sont les isotopes utilisés en radiochronologie ?

b1- Méthode du Carbone 14 (14C).

Le carbone (C6) possède 3 isotropes : 12C (98,892%) 13C (1,108%) 14C (en quantité infime)

Le 14C est produit dans la haute atmosphère par réaction de neutrons cosmiques avec l'azote ; au cours de cette réaction, l'azote et les neutrons qui interagissent produisent le 14C et un proton ; soit la réaction :

(24) 14N7 + n --------> 14C6 + p

Le 14C, radioactif se désintègre par radioactivité en redonnant du 14N selon la réaction :

(25) 14C6 ------> 14N7 + 1,21.10-4.an-1 (T = 5730 ans)

Cette désintégration suit la loi :

soit : 14C = 14C0.e-t .

ou en se référant à l'isotope stable 12C du carbone :

Le 14C est formé constamment dans l'atmosphère et est incorporé dans les molécules de CO2 et est introduit de cette façon dans le cycle du carbone.

Les désintégrations étant compensées par l’apparition de nouveaux atomes de 14C, le rapport 14C/12C dans l’atmo demeure constant. Incorporés dans des molécules de C02, les atomes de 14C participent aux échanges entre les différents réservoirs du carbone, comme les océans et la biosphère. Les êtres vivants incorporent donc, par photosynthèse ou par leur alimentation, une faible quantité de 14C, qui se désintègre pour redonner des atomes de 14N. On admet qu’au cours de sa vie, le rapport 14C/12C dans les tissus d’un être vivant est ainsi identique au rapport 14C/12C du C02 atmosphérique. Dès la mort d’un organisme, la quantité de 14C présente dans les tissus diminue, les atomes de 14C désintégrés ne pouvant + être remplacés, alors que celle de 12C ne varie pas.

On peut voir selon l'équation (26) que connaissant (14C/12C)0, déterminé sur un échantillon actuel, et mesurant 14C/12C, on peut calculer l'âge de la mort de l'organisme.

La méthode de datation par le 14C s'applique tant en archéologie, qu'en paléontologie (datations d'ossements), sédimentation (datation des carbonates et mesure des vitesses de sédimentation), volcanologie (datation de bois carbonisés sous les coulées de laves), étude des météorites (détermination de l'âge de leur chute sur terre). Etant donné la courte période de désintégration du 14C, cette méthode n'est applicable qu'à la datation de matériaux très récents, ne dépassant pas 50 000 ans. C'est une méthode destinée à dater des événements de l'ère quaternaire.

Limite : on considère le rapport 14C/12C des organismes actuels comme étant le rapport initial, supposant ainsi que le rapport 14C/12C n’a pas varié dans l’atmosphère au cours des temps. Des données récentes indiquent que cela n’est pas tout à fait exact de sorte que les spécialistes sont conduits à corriger les âges établis auparavant.

b2- La datation K - Ar

La désintégration du 40K n'est pas simple mais suit plusieurs voies qui sont schématisées dans la figure ci-contre :

Une voie mène au 40Ca par désintégration (et représente plus de 88% de la désintégration du 40K.

Une autre voie, elle-même complexe mène au 40Ar, essentiellement par capture électronique (EC).

Il faut tenir compte dans les formules de calcul du temps de ces deux voies de désintégration, en utilisant une constante de désintégration totale, égale à 5,543.10-10 an-1.

Les scientifiques qui travaillent sur la méthode K/Ar utilisent les valeurs recommandées par une commission de spécialistes réunis en 1976. Seuls sont considérés comme valides et comparables les âges calculés avec ces constantes et ces abondances isotopiques.

Les désintégrations du potassium 40

Le potassium 40K se décompose en 40Ar et en 40Ca, selon deux réactions qui ont lieu "en parallèle", avec deux constantes radioactives et deux périodes différentes.

Transformation 1 : 40K--> 40Ca + e-, avec une constante de désintégration de Ca = 4.96 10-10 an-1 (période TCa d'environ 109 ans) ; c'est la radioactivité classique dont parlent les programmes de physique. Mais une partie des électrons ainsi produits peuvent réagir avec le 40 K, pour aboutir à une seconde transformation :

Transformation 2 : 40K + e- --> 40Ar, avec une constante de désintégration de Ar = 0,58.10-10 an-1 = 5,8.10-11 an-1 (période TAr d'environ 1010 ans)

Environ 88% des atomes de potassium 40 suivent la transformation 1, et donc seulement 12% la transformation 2. Si on s'intéresse à la période de désintégration du 40 K, il faut évidement donner la période la plus faible : la moitié du 40K disparaît en 109 ans (transformation 1 avec la constante en 10-10), pas en 1010 ans (transformation 2 avec la constante de 10-11). Mais dans les équations, il faut écrire que seul 10% des atomes se transforment deviennent argon.....On peut aussi prendre la seule période (ou constante de désintégration) qui donne l'argon, mais ce n'est pas très logique de dire que la période du 40 K est de 1010 ans alors qu'en réalité, la moitié du potassium K se désintègre et disparaît en 109 ans.Certains livres donnent la période en 109 ans, sans préciser qu'il faut ne prendre en compte que 10% des désintégrations du potassium, d'où les problèmes que l'on rencontre au moment des calculs...

Pour être rigoureux, voici les équations qu'il faut comprendre et appliquer :

Les équations à utiliser pour dater par la méthode Potassium Argon

Réactions :

Les deux réactions ont lieu en parallèle mais avec des constantes bien différentes :

λAr = 0,58.10-10 an-1 = 5,8.10-11 an-1 et λCa = 4,96.10-10 an-1, soit presque dix fois plus.

Équations :

[40Ca]+[40Ar]=[40K]0-[40K] (1)

Or [40Ar]0=0 (l'argon étant un gaz, il s'échappe facilement du réseau cristallin lors de la

cristallisation à température élevée)

Posons λ= λCa + λAr. On obtient ainsi :

 

d’où :            (2)

Expressions du temps   :

            (3)

soit, en simplifiant :

 d’où :

     (4)

Si l’on suit la définition stricte de la période radioactive, temps au bout duquel la moitié de l’élément père 40K, a disparu, cette période vaut bien , d’après (1) :

On constate donc que la constante est la somme de ces deux constantesCa et Ar, et l'équation à utiliser pour le calcul est un peu moins simple que pour le couple Rb-Sr

b3- Le cas du couple Rb (rubidium) – Sr (strontium)

87Rb ------> 87SrT = 48.8 milliards d'années,    =  1.42  10-11 an-1

L’équation ci-dessus devient :

On dispose ici d'une équation à 2 inconnues (87Sr0 et t) et même avec deux échantillons contemporains et cogénétiques, le dilemme ne se résout pas (2 équations à 3 inconnues) !

Pour résoudre ce problème, il faut comprendre que la cristallisation est un processus géologique qui ne fractionne pas les isotopes d'un même élément lourd. Ainsi, deux minéraux ou deux roches cristallisant à partir d'un même magma intégreront dans leur réseau cristallin du strontium (Sr) avec un rapport isotopique 87Sr/86Sr identique à celui du magma d'origine. On dit que ces échantillons sont cogénétiques. Et même si certains minéraux intégreront plus de strontium que d'autres (suivant la compatibilité de l'élément avec le réseau cristallin en question), tous auront le même rapport initial 87Sr/86Sr. Par ailleurs, sachant que 86Sr n'est ni radioactif ni radiogénique, la quantité de cet isostope ne varie pas au cours du temps dans un système clos et 86Sr=86Sr0.

Si on divise toute l’équation par le nombre d’un autre isotope du Sr, le 86Sr, l’équation devient donc :

Cette équation est de la forme y = ax + bEt l’on peut mesurer les rapports 87Sr/86Sr et 87Rb/86Sr par spectrométrie de

masse.

Les processus de différentiation des roches magmatiques impliquent des variations des quantités de Rb et de Sr des produits de cette différentiation mais pas du rapport isotopique initial du Sr. Dans ces conditions, 2 échantillons de roches issus du refroidissement d'un même magma auront le même rapport initial (87Sr/86Sr)0 mais des rapports (87Sr/86Sr) et (87Rb/86Sr) différents que l'on peut mesurer. On dispose alors de 2 équations à deux inconnues !

Les schémas ci-dessous récapitulent ce raisonnement en fonction du temps dans un diagramme (87Sr/86Sr) en fonction (87Rb/86Sr) pour 5 ou 6 échantillons d’un même magma de départ (qui ont donc le même rapport (87Sr/86Sr)0):

Si l’on reporte ces deux rapports d’isotopes l’un en fonction de l’autre pour ces 5 ou 6 échantillons, l’équation ci-dessus nous dit que la courbe obtenue sera une droite dont le coefficient directeur (ou pente) donnera le temps écoulé depuis la formation du magma, autrement dit son âge !

b4- Méthodes Uranium - Thorium - Plomb

a - Méthodes des isochrones U - Th - Pb

Le plomb (Pb82) possède 4 isotopes stables :

204Pb : non radiogénique

206Pb - 207Pb et 208Pb, isotopes radiogéniques qui sont les produits de 3 chaînes radioactives naturelles (radioactivité )

(10) 238U92 ---------------> 206Pb 82 + 8 4He    = 1,55.10 -10

T = 4,47 Ga

(11) 235U92 -------------------> 207Pb + 7 4He    '= 9,85.10 -10

T = 0,704 Ga

(12) 232Th90 --------------> 208Pb + 6 4He    " = 4,95.10 -10

T = 14 Ga

Pour chacune des chaînes, l'équation radiochronologique (6) peut être appliquée :

(10) -----> 206Pb = 238 U (e t - 1) + (206Pb )0

(11) -----> 207Pb = 235 U (e 't- 1) + (207Pb )0

(12) -----> 208Pb = 232 Th (e "t - 1) + (208Pb )0

Dans les trois équations (10) - (11) - (12), les teneurs initiales en éléments radiogéniques (206Pb )0 - (207Pb )0 - (208Pb )0 sont inconnues. L'isotope stable du plomb, non radiogénique (204Pb) sera utilisé comme référence ; les équations chronométriques pour chacun des couples sont alors :

Il est donc possible, comme dans le cas de la méthode Rb - Sr, de tracer des isochrones dans des diagrammes :

206Pb/204Pb - 238U/204Pb (équation 13 - isochrone I)

207Pb/204Pb - 235U/204Pb (équation 14 - isochrone II)

208Pb/204Pb - 232Th/204Pb (équation 15 - isochrone III)

L'avantage de cette méthode est donc de pouvoir estimer l'âge d'un système par le tracé de 3 isochrones différentes. Les âges obtenus par ces trois isochrones peuvent être comparés ; soit, ils sont sensiblement identiques et l'on peut alors estimer que ces âges concordants sont des âges "absolus", soit ils présentent des différences sensibles, ce qui suggère que certains âges obtenus peuvent être des âges discordants "apparents"

Une difficulté de cette méthode résulte du fait que l'uranium est un élément naturel mobile, sensible aux altérations de surface, ce qui amène un lessivage de ce dernier. Les points expérimentaux peuvent alors ne pas être bien alignés dans les diagrammes et une certaine incertitude existe sur le tracé des isochrones et les âges estimés peuvent être relativement certains. Dans ce cas, une méthode (la méthode Pb - Pb) peut permettre de contourner cette difficulté en ignorant la concentration en uranium des échantillons.

b - Méthode 207 Pb - 206 Pb Les équations (13) et (14) peuvent s'écrire ainsi :

 

Si nous divisons les 2 équations (17) et (16) membres à membre nous obtenons l'équation (18) :

Le rapport 235U/238U est une constante et égal à 1/137,88 . Cette valeur peut être rapportée dans l'équation (18) et le dosage de l'uranium devient alors inutile ; l'équation (18) s'écrit alors :

Cette équation permet dans un diagramme 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb de définir une isochrone (fig.5) de pente 1/137,88 :

Par cette méthode, l'âge d'un système est déterminé à partir des rapports isotopiques du Plomb. Il n'y a pas contre pas de possibilités de connaître les rapports isotopiques initiaux (207Pb/204Pb)0 et (206Pb/204Pb)0 .

C'est par cette méthode Pb - Pb que fut déterminé la première fois en 1955 l'âge de la Terre par Patterson, Tilton et Inghram (fig.6).

 

Fig. 6 : âge de la Terre défini par des météorites, des sédiments océaniques actuels, des galènes récentes (d'après Murphy et Patterson, 1962) selon la méthode Pb-Pb

 La connaissance des rapports isotopiques initiaux y0 = (207Pb/204Pb)0 et X0 = (206Pb/204Pb)0 est obtenue sur la troïlite (sulfure de Fe, FeS) d'une météorite ferreuse (météorite de Canyon Diablo) (X0 = 9,3066 ; Y0 = 10,293). De telles

météorites sont supposées provenir du système solaire, d'âge comparable à la Terre.

La composition actuelle des rapports isotopiques du plomb ont été déterminés par des analyses de météorites ferreuses et chondritiques, des galènes récentes, des sédiments océaniques actuels (argiles rouges des fonds océaniques) et des basaltes récents.

Toutes ces formations s'alignent sur une isochrone (fig.6) dont la pente donne l'âge de la Terre : 4,55 milliards d'années ± 70 millions d'années.

c - Méthode U - Pb appliquée aux systèmes enrichisDans l'équation (6) :

Si l'élément fils radiogénique (F) produit par la désintégration de l'élément père radioactif père (P) est en grande quantité par rapport à la quantité initiale de l'élément fils (F0), alors ce dernier peut être négligé dans l'équation chronométrique (6). Autrement dit, si la quantité initiale d'éléments fils F0 est faible par rapport à F (F0 << F), l'équation chronométrique (6) se transpose en l'équation (4) :

Ceci nécessite des mesures sur des systèmes possédant des teneurs élevées en éléments radioactifs pères, de façon que la quantité d'éléments radiogéniques (F) soit forte vis à vis de la quantité d'éléments fils initiaux (F0) (F0<< F).

Dans le cas des systèmes uranium-plomb, il est donc nécessaire que les quantités d'atomes pères 238U et 235U soient élevées de telle sorte que les quantités d'atomes fils radiogéniques produits 206Pb et 207Pb soient fortes en regard des éléments fils initiaux (206Pb)0 et (207Pb)0potentiellement présents au départ.

Dans le cas des systèmes uranium - plomb, les systèmes enrichis en 238U et 235U sont représentés dans les roches magmatiques par des minéraux riches en U. Le plus courant d'entre-eux est un minéral toujours présent, bien qu'en faible quantité : le zircon (ZrSiO4). Peuvent être également utilisés des monazites ou des minerais d'uranium.

Les équations chronométriques des systèmes enrichis des systèmes U - Pb s'écrivent :

(10) -----> (19 ) 206Pb = 238U (e t - 1)

(11) ------> (21) 207Pb = 235U (e 't - 1)

Nous pouvons à partir des équations 19 et 21 écrire :

Les âges calculés par les équations (20) et (22) peuvent être discutés dans un diagramme (y - x) 206Pb/238U en y - 207Pb/235U en x (fig.7) appelé diagramme concordia.

La courbe concordia est la courbe de coordonnées paramétriques y/x. C'est le lieu des points dont l'ordonnées et l'abscisse donnent des âges identiques par chacune des méthodes U-Pb. Tout minéral donnant le même âge par les équations chronométriques (19) et (21) se situe sur cette courbe. Tout minéral situé sur la concordia donne l'âge de cristallisation du minéral, donc du magma.

Lorsque les âges obtenus par les deux méthodes ne sont pas concordants, les points représentatifs se placent en dehors de la concordia et sont souvent alignés selon une courbe (parfois même une droite) qui définit la discordia. Cela signifie alors qu'il y a eu ouverture du système avec perte de plomb. L'intersection supérieure de la discordia avec le concordia permet d'obtenir l'âge de la fermeture du système (cristallisation du magma). L'intersection inférieure de la discordia avec la concordia date l'ouverture du système (suite par exemple à événement thermique, telle une phase de métamorphisme).    

Fig.7 : diagramme concordia pour deux populations de zircons ; les zircons de l'échantillons 1, tous

concordants, attribuent un âge de 2,25 milliards d'années à ce granite ; les

zircons de l'échantillon 2 situés sur une discordia ont été formés en T, il y a 2,0 milliards

d'années (cristallisation du magma) et ont subi un évènement thermique (épisode

métamorphique) en T1, il y a 620 milliions d'années

d - conclusion sur les méthodes U - Th - Pb

Les longues périodes de désintégration des éléments pères (238U - 235U - 232Th) permettent d'utiliser ces méthodes pour dater des événements très anciens (plusieurs milliards d'années à plusieurs centaines de millions d'années).

Les méthodes U - Th - Pb ont de nombreux avantages. En particulier, elles possèdent le pouvoir de dater des événements géologiques par plusieurs équations chronométriques, permettant de juger de la validité des âges obtenus (concordants ou discordants) et grâce à la méthodologie des "systèmes enrichis" connaître l'âge réel (âge "absolu") de cristallisation du magma et de son ouverture éventuelle (âge "apparent").

Depuis la mise au point des méthodes de datations radiométriques, on a obtenu des âges "absolus" répartis tout au long de l'échelle relative des temps géologiques. On a rapidement appris que les ères géologiques sont loin de représenter des durées de temps égales (partie gauche du schéma). Le

Précambrien qui faisait figure de parent pauvre sur le tableau originel constitue, en temps, presque 90% de tout le temps géologique, alors que les trois autres ères ne comptent ensemble qu'à peine pour un peu plus de 10%. La raison de cette disproportion sur le tableau originel est simple: les ères Paléozoïque, Mésozoïque et Cénozoïque, qui ensemble forment le Phanérozoïque, sont fossilifères, avec des faunes diversifiées, alors que le Précambrien l'est si peu. Comme l'échelle a été construite à partir des fossiles, il n'est pas surprenant que les trois ères supérieures soient beaucoup mieux connues.

On nomme Hadéen cette période des tous débuts de la Terre que nous connaissons très mal puisque nous ne possédons aucun vestige rocheux. Les archives de l’histoire géologique de notre planète sont les roches, et puisque la roche la plus vieille connue a été datée à 4,016 Ga, l’histoire géologique documentée dans les roches commence donc à 4,016 Ga, avec la période archéenne ... jusqu'à ce qu'on trouve une roche terrestre plus vieille et qu'on repousse la limite inférieure de l'Archéen.