la mesure du temps dans l`histoite de la terre et de la vie

LA MESURE DU TEMPS DANS L’HISTOIRE DE LA TERRE ET DE LA VIE
I. DATATION RELATIVE
La datation relative permet d’ordonner des évènements les uns par rapport aux autres. Elle est applicable à toutes
les structures (couches sédimentaires = strates, plis, failles, plutons, coulées de lave, minéraux) et à tous les
évènements (sédimentation, érosion, plissement, faille, métamorphisme, magmatisme).
Vocabulaire :
- surface d’érosion : niveau supérieur des couches présentes sur le terrain à une époque donnée après qu’une
partie des terrains ait été détruite par l’érosion
- discordance angulaire : surface d’érosion fossilisée par le dépôt d’une série sédimentaire au dessus de celle-ci
(doc2 p 165)
Chronologie relative des évènements :
(Logiciel Montagne Noire)
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La datation relative repose sur des
principes de chronologie relative qui ont
permis d’établir l’échelle stratigraphique des temps géologiques (voir p164-171) :
- principe de superposition : l’ordre de la superposition des couches stratigraphiques est le même que celui de
leur dépôt, à condition qu’il n’y ait pas eu de bouleversement tectonique comme des charriages  plus vieux en
dessous, plus jeune au dessus
- principe de recoupement et d’inclusion : toute structure en recoupant une autre (ex : faille) lui est postérieure ;
toute structure incluse dans une autre lui est antérieure (ex : galets dans sédiments)
- principe de continuité : une même couche a toujours le même age sur toute son étendue (même si
plurikilométrique)
- principe d’identité paléontologique : deux couches ayant le même contenu fossilifère (et ce même si la nature
des dépôts est différente) ont le même age (cette méthode de datation est appelée biostratigraphie) (la réciproque
n’est pas toujours vraie). Un bon fossile stratigraphique (utile pour la datation relative ou absolue) a une grande
aire de répartition géographique et faible extension temporelle. Ils sont relativement rares, c’est pour cela que
l’on se sert d’associations de fossiles (ou biozones) pour avoir une datation assez juste.
- - principe d'horizontalité : les couches sédimentaires sont déposées à l'origine horizontalement. Une séquence
sédimentaire qui n'est pas en position horizontale aurait subit des déformations ultérieurement à son dépôt.
- principe d’actualisme : les lois régissant les phénomènes géologiques actuels sont applicables pour les
évènements passés (notamment conditions de sédimentation, et les principes énoncés ci-dessus)
TP Bac: Datation de marnes par biostratigraphie (sujet 2005)
DM : Voir sujet distribué à faire pour le 12/09
Bilan : L’étude des différents terrains dans le monde a permis d’établir l’échelle stratigraphique
internationale des temps géologiques. Elle est découpée en périodes qui sont basées sur la nature des terrains
et leur contenu fossilifère. Le nom de chaque période provient du lieu où elle a été définie (où les données sont
les plus complètes) : le stratotype (exemple : Aquitanien, Oxfordien, Bajocien, ….). Les ages apposés sur cette
échelle sont eux issus de la datation absolue des terrains que l’on étudiera ultérieurement.
II. DATATION ABSOLUE
A Principe de la datation absolue.
1. Principe de décroissance radioactive et datation absolue.
Tout élément radioactif se désintègre au cours du temps de manière continue, irréversible et mesurable.
A = nombre de nucléons
N = nombre de neutrons
Z = numéro atomique (nombre de protons)
Deux isotopes d’un même élément diffèrent par leur nombre de neutrons et donc par leur masse. Mais leurs
propriétés chimiques demeurent identiques (ex: 14C: 6 électrons, 6 protons et 8 neutrons; et 12C: 6 électrons, 6
protons, 6 neutrons).Un élément radioactif père (instable) se désintègre en élément fils stable: élément
radiogénique.
N0= quantité d’élément radioactif au temps 0 c’est-à-dire à l’origine de la formation de l’échantillon.
Nt= quantité d’élément radioactif au temps t.
λ= constante de désintégration caractéristique de chaque couple d’isotopes.
Connaissant la constante de désintégration λ, on peut calculer la période (demie vie) T car à ce moment précis,
NT= N0/ 2 d’où T = ln 2 / λ
Connaissant ces valeurs, l’âge d’un échantillon peut être calculé grâce à la mesure des proportions d’atomes pères
ou d’atomes fils à l’aide d’un spectromètre de masse. L’âge correspond au temps écoulé depuis l’arrêt des échanges
entre l’échantillon et le milieu extérieur (fermeture du système).
Dans le cas général: t = 1/λ. ln (N0/ Nt)
La difficulté de la détermination du temps écoulé résultera de la recherche de la quantité d’élément père
initialement présent au temps t0.
Bilan : La chronologie absolue est fondée sur la décroissance radioactive de certains éléments chimiques :
elle exploite la relation qui existe entre rapports isotopiques et durée écoulée depuis la “ fermeture du
système ” contenant les isotopes.
2. Le choix de l’horloge radiochronologique
a) Choix de l’échantillon
Un échantillon exploitable par la radiochronologie doit être un système fermé, c’est-à-dire sans échanges avec le
milieu environnant depuis le moment de sa fermeture (altération météorique, métamorphisme…). De plus il doit
rester suffisamment d’éléments pères dans cet échantillon pour que les datations soient valables.
b) Choix de l’isotope radioactif
Il faut que la roche ou le fossile contienne des éléments radioactifs et radiogéniques (carbone dans les matières
organiques fossilisées, potassium dans les roches magmatiques…). Une datation n’est valable que si l’age de
l’échantillon ne dépasse pas 5 à 10 fois la période de désintégration de l’élément père. Par exemple, la carbone 14 a
une période de désintégration de 5730, il n’est utilisable que jusqu’à des ages de 50000 ans. (voir doc 3 p 173).
Bilan : Les radiochronomètres sont choisis en fonction de la période de temps que l’on cherche à explorer et
de la nature de l’échantillon à dater.
B. La datation au carbone 14.
1. Principe d’une datation au carbone 14
Le carbone 14 sert essentiellement à dater les restes d’êtres vivants car le carbone est incorporé en grande quantité
dans la matière organique et cet isotope a une période relativement courte (5730 ans).On considère qu’un individu
incorpore la même quantité de carbone 14 quelle que soit l’époque avant la fermeture du système (principe
d’actualisme) ⇒14C0 est connu.
2. Exemples de datations au carbone 14
Question 1 et 2 p 175
Bilan : Pour les derniers millénaires on utilise le carbone 14 (14C) dont la quantité lors de la fermeture du
système est connue. La mesure de la quantité de 14C restante dans l’échantillon permet de trouver un âge.
Lorsque tous les éléments radioactifs ont disparu de l’échantillon, la datation n’est plus possible.
C. La datation au potassium-argon
→Le couple K/Ar (période 1,27.109ans) sert à dater les roches et minéraux riches en potassium (silicates: biotite,
muscovite, feldspath). Au moment de la fermeture du système, la quantité d’élément fils (Ar) est connue (elle est
nulle car l’argon est un gaz qui s’échappe avant la cristallisation).
Question 1 et 2 p 177
Bilan : Pour des périodes plus anciennes on peut, par exemple, utiliser le couple potassium-argon (K-Ar). La
quantité initiale lors de la fermeture du système est négligeable. La contamination par l’argon de
l’atmosphère rend difficile la détection de l’argon issu de la désintégration du potassium avant que la roche
ait atteint un certain âge.
D. La datation au rubidium-strontium.
→Le couple Rb/Sr (période 49,9.109ans) sert également à dater les silicates pour les âges plus reculés. Cette
méthode est assez fiable malgré les incertitudes dues à une inconnue: les quantités initiales d’isotopes. Cette
incertitude peut être résolue grâce à l’établissement de droites isochrones…
Question 3 p 177
Bilan : On utilise aussi le couple rubidium-strontium (Rb-Sr). Pour trouver l’âge d’une roche il est alors
nécessaire de mesurer les rapports isotopiques de plusieurs minéraux de la même roche ayant cristallisé au
même moment (les quantités initiales des éléments et le moment de la fermeture du système étant inconnus).
En conclusion, La méthode de datation absolue est fondée sur la mesure de la variation du rapport
isotopique entre le moment de la fermeture de l’échantillon daté et le présent.
 Suivant les couples d’isotopes choisis, il est possible de calculer un âge soit en mesurant les rapports
isotopiques d’un isotope qui disparaît lors de la réaction et dont la quantité initiale est connue, soit en
mesurant les rapports isotopiques d’un isotope qui apparaît lors de la réaction et dont la quantité initiale est
nulle.
 Dans le cas général on ne connaît pas la quantité initiale d’isotope ; l’âge de la roche est obtenu par
résolution d’un système simple d’équations linéaires. Dans le cas d’une roche, les équations sont obtenues
en effectuant des mesures sur plusieurs minéraux de la même roche.
 Le choix du couple d’isotopes pour calculer un âge dépend de l’âge présumé et de la nature de la roche.
L’élève doit savoir argumenter ce choix.
 Savoir exploiter un document ou des données numériques sur les rapports isotopiques en relation avec le
calcul de l’âge absolu des roches ; dans tous les cas où des formules mathématiques sont nécessaires (y = A
x + b, y = exp(λt)), celles-ci sont fournies.
Bilan : La chronologie absolue, en donnant accès à l’âge des roches et des fossiles, permet de
mesurer les durées des phénomènes géologiques. Elle permet aussi de situer dans le temps l’échelle
relative des temps géologiques.