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I.4 La me sure du temps dans l ’hi stoire de la Terre et de la vie .
Introduction.
Comment peut-on mesurer le temps à l’échelle de milliers ou millions d’années, pour dater des
phénomènes biologiques et géologiques ?
1. Quels sont les principes de la datation relative ?
La datation relative permet d’ordonner les uns par rapport aux autres des structures (strates, plis, failles,
minéraux) et des événements géologiques variés (discordance, sédimentation, intrusion, orogenèse). Comme
c’est du relatif, on ne donne pas d’âge absolu !
La datation relative repose sur les principes de la chronologie relative. Ces principes sont :
- Le principe de superposition. Une strate sédimentaire (ou une coulée volcanique) est plus récente que
la couche sous-jacente et plus ancienne que la couche sus-jacente. Ce principe ne s’applique qu’aux
roches sédimentaires et volcaniques (donc pas plutoniques ni métamorphiques).
Coulée volcanique
-
Exemple ici : les strates
sédimentaires A et B reposent sous
Strate sédimentaire B
la coulée volcanique. Elles sont
donc plus anciennes que cette
Strate sédimentaire A
dernière.
Le principe de recoupement. Une structure qui recoupe une autre est toujours plus jeune (exemple,
une faille, un pluton granitique). De même un pli est toujours plus récent que la formation affectée. Cela
modifie la géométrie des roches affectées. Pour un minéral, un minéral inclus dans un autre est antérieur
(Cf. métamorphisme en I.5). Ce principe s’applique à tout type de roches.
Strate B
Exemple ici : les strates
sédimentaires A et B sont recoupées
Strate A
Strate B
par une faille. La faille est donc plus
récente que leur dépôt.
Strate A
D
C
granite
B
Exemple ici. L’intrusion de granite
recoupe les strates sédimentaires A
à C : il est donc plus récent. En
revanche il est recoupé par la strate
D qui est donc plus jeune.
A
Exemple ici. Les strates
sédimentaires A à C sont plissées.
Le plissement est postérieur au
dépôt des trois strates.
C
B
A
B
Exemple ici. Le minéral A est inclus
dans le B : il est donc plus ancien.
A
Exemple de la discordance (angulaire) : on peut appliquer les deux principes.
Strate B
Strates sédimentaires A
Exemple ici : la strate sédimentaire B repose sur l’ensemble des strates sédimentaires A
(qui sont basculées). C’est le principe de superposition. On peut également dire que la
strate sédimentaire B recoupe les autres (c’est le principe de recoupement).
On dit ici que la strate B repose en discordance sur les autres. L’histoire peut se résumer
ainsi : dépôt de l’ensemble sédimentaire A, plissement, érosion puis dépôt de B.
Une discordance montre une interruption de la sédimentation : elle marque en général une érosion entre A et B.
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-
Le principe de continuité. Une formation géologique a le même âge sur toute sa surface (ce principe
ne s’applique qu’aux roches sédimentaires). La meilleure démonstration est la suivante : si plusieurs
strates de mêmes compositions sont encadrées par un même mur et un même toit, alors les strates ont le
même âge.
C
C
B
B
A
A
Exemple. Bien qu’interrompues (par l’érosion)
les strates B sont de même âge elles sont
entourées par les mêmes murs (A) et toits (B).
L’érosion visible ici (la vallée) est postérieure à
leur dépôt.
Le principe d’identité paléontologique.
Deux strates contenant les mêmes fossiles stratigraphiques sont de même âge (même si la nature des sédiments
peut varier). Ce principe ne s’applique qu’aux roches sédimentaires (qui contiennent les fossiles). On peut
cependant parfois trouver des restes de fossiles dans les roches métamorphiques.
Un fossile stratigraphique doit répondre à trois critères :
- l’espèce doit être caractérisée par une durée de vie brève à l’échelle des temps géologiques ;
- elle doit se trouver répartie sur une vaste aire géographique ;
- elle doit avoir été représentée par un grand nombre d’individus.
Représentation de
la durée de vie
d’une espèce.
Noter qu’il est possible de prendre éventuellement une association de fossiles.
Bon exemple de fossiles stratigraphiques : les ammonites (de très nombreuses espèces). Très souvent, on utilise
les microfossiles, très nombreux dans les formations sédimentaires.
Organisation et
morphologie de la
coquille d’ammonite :
vue externe (à gauche),
coupe transversale (à
droite). © SVT Didier TS
2002.
L’utilisation de ces principes a permis de bâtir une échelle stratigraphique internationale des temps
géologique (voir TP I.4.1/2).
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2. Quels sont les principes de la datation absolue ?
La chronologie absolue, donne accès à l’âge des roches et
des fossiles, et permet de mesurer les durées des phénomènes
géologiques. On donne donc ici un âge chiffré.
La chronologie absolue s’appuie sur la décroissance
d’isotopes radioactifs de certains éléments chimiques. L’élément
père se transforme en élément fils, non radioactif. On peut mesurer la
quantité d’éléments pères et/ou fils.
Cette décroissance se fait suivant une fonction exponentielle :
il faut toujours le même temps pour que la quantité d’isotope
radioactif soit divisée par deux. C’est la période ou demi-vie qui est
caractéristique de l’élément étudié.
Pour être fiable, il faut que le « système soit fermé »
(magma refroidi, métamorphisme achevé…). Les roches
sédimentaires constituent rarement des systèmes fermés (sauf si elles
sont encadrées par des coulées volcaniques par ex.).
Le choix de l’isotope est important pour dater des
phénomènes : il faut tenir compte de sa demi-vie. En effet, des
isotopes à période longue seront privilégiés pour des dates anciennes,
et vice-versa.
Ne pas oublier que les quantités mesurées sont très faibles
d’où des erreurs possibles.
© SVT TS Bordas 2002
2.1 La méthode au carbone 14.
Pour les derniers millénaires, on utilise le carbone 14 (14C) du fait de sa demi-vie courte de 5730 ans.
Maximum d’utilisation : 50 000 ans.
Le carbone 14 est produit dans l’atmosphère à partir de 14N et est incorporé dans les chaînes alimentaires par
photosynthèse. Les végétaux étant consommés par des animaux, le 14C se retrouve dans tous les êtres vivants.
Voir TP). Lorsque les êtres vivants meurent (= fermeture du système), leur métabolisme cesse et le 14C n’est
plus renouvelé : la désintégration commence à être mesurable.
La quantité de 14C lors de la fermeture du système est connue car on considère que la quantité de 14C
est stable au cours du temps (elle est donc identique à l’actuelle). Pour trouver l’âge, on mesure simplement la
quantité de 14C restante dans l’échantillon (on mesure en fait des rapports 14C/12C). Cette méthode est très
utilisée pour dater les restes d’êtres vivants (ils contiennent en effet du carbone).
Lorsque tous les éléments radioactifs ont disparu de l’échantillon, la datation n’est plus possible.
En bref, la méthode est simple (du moins en théorie) : on connaît les quantités finale et initiale de
l’isotope radioactif et sa période : retrouver l’âge de la fermeture du système est aisé. Le seul souci, c’est que
l’échantillon doit contenir du carbone.
2.2 La méthode au 40K/40Ar.
On l’utilise pour des périodes plus anciennes du fait de la demi-vie de 1,25 Ga.
On mesure ici la production de 40Ar ainsi que 40K restant sachant que la concentration en 40Ar est
nulle lors de la fermeture du système (l’argon, qui est un gaz, s’est échappé avant que le réseau ne cristallise). La
fermeture du système correspond par exemple à la cristallisation (= solidification) d’un magma.
Toutefois, l’argon est présent en quantité non négligeable dans l’atmosphère et peut contaminer les
échantillons. La contamination par l’argon de l’atmosphère (et les fluides circulants) peut conduire à des
datations fausses.
En bref, le potassium étant assez abondant sur Terre, la datation est possible. Comme on connaît les
quantités finale et initiale en isotope fils, la quantité finale d’isotope père, la période, il est possible de trouver
l’âge de fermeture du sytème.
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2.3 La méthode au 87Rb/87Sr.
Droite isochrone
C’est le couple le plus utilisé du fait
notamment de sa longue demi-vie : 50 Ga.
Cependant les quantités initiales d’éléments père
ou fils sont inconnues, ce qui complique la méthode
(on se retrouve avec trois inconnues : les quantités
d’isotope père et fils, et l’âge de fermeture du
système).
Ainsi, il faut donc prendre des mesures sur au moins
deux constituants (donc deux minéraux) d’un
même échantillon et tenir compte du rapport
87
Sr/86Sr (cela permet en fait de résoudre un système
d’équations à deux inconnues).
© SVT TS Hatier 2002
Le 86Sr est choisi, car il se comporte de la même manière que le 87Sr : dans une même roche, les minéraux ont le
même rapport initial en 87Sr/86Sr. Si les constituants choisis ont le même âge, les mesures s’alignent sur une
droite dite droite isochrone.
Le coefficient directeur de la droite dépend de l’âge de la roche : il augmente avec le temps. Il permet de donner
accès à l’âge.
En bref, dans cette méthode les quantités initiales des deux isotopes sont inconnues. On pallie le problème en
prenant deux échantillons de la même roche, et en se servant du 86Sr.
Conclusion
La datation relative a conduit à construire l’échelle internationale des temps géologiques.
La datation absolue permet de situer dans le temps l’échelle relative des temps géologiques.
PS : en mathématiques et en physique, vous verrez en équation le raisonnement effectué ci-dessus.
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