Dimension temporelle dans l'histoire de la Vie et de la Terre Thierry Boinet Deux chapitres: Chapitre 1 La mesure du temps dans l'histoire de la Terre Chapitre 2 Les crises biologiques, repères dans l'histoire de la Terre.

Chapitre 1 La mesure du temps dans l'histoire de la Terre L'histoire de la Terre ne répond pas aux mêmes découpages que l'histoire humaine (seconde, minutes, etc....) mais des périodes souvent beaucoup plus longues (millions d'années)‏ Les géologues ont d'abord développé des méthodes de datation relative (un évènement est plus vieux ou plus récent qu'un autre). On aboutit à des chronologies avec des durées et des dates mal estimées

Depuis quelques dizaines d'années, on utilise des méthodes de datations absolues. On obtient des échelles de temps avec une évaluation de l'incertitude des mesures (ex: 65 millions d'années plus ou moins 0,5 millions)

I La datation relative L’étude des paysages, des cartes permet d’observer des structures, des roches qu’on peut essayer d’organiser dans le temps (chronologie). Pour parvenir à reconstituer l’histoire géologique d’une zone, on s’appuie sur plusieurs principes.

1) Les 4 principes de la datation relative Voir tableau D’autres informations peuvent être apportées par les fossiles contenus dans les roches sédimentaires. Informations sur le milieu de sédimentation, sur l’environnement au moment du dépôt, sur le climat régnant à l’époque du dépôt.

2) L’échelle des temps géologiques Pour évaluer l’écoulement du temps, on dispose de lieux où pendant une certaine période, la sédimentation le plus souvent marine a été continue depuis la formation de la Terre. On appelle ces lieux des stratotypes.

A Thouars (Toarcien) (sédimentation continue entre 186 et 179 millions d’années), on trouve 27 horizons superposés qui se distinguent par les fossiles qu’ils contiennent. Si quelque part dans le monde, on trouve les mêmes associations de fossiles, on considérera que les roches datent du Toarcien.

Des recoupements entre les différents stratotypes ont permis d’établir l’échelle stratigraphique internationale des temps géologiques.

II La datation absolue: radiochronologie Les phénomènes liés à la désintégration des éléments radioactifs permettent d’accéder à une datation des roches qui les contiennent à plusieurs conditions: qualité des échantillons utilisés le choix pertinent des isotopes choisis.

1) La qualité et la pertinence de l'échantillon choisi Il faut que l'échantillon n'échange plus avec son milieu (milieu fermé). La date que l'on obtient correspond au moment où les isotopes ont été confinés dans l'échantillon (ex: formation d'une roche magmatique par refroidissement d'un magma)‏ Après la fermeture du système, les isotopes évoluent spontanément selon les lois physiques de désintégration radioactive (décroissance exponentielle des éléments pères.).

Courbe à construire P0 = nombre d'éléments pères à t=0 F0 = nombre d'éléments fils à t=0 T = période correspondant au temps nécessaire pour que l'élément père soit réduit de moitié soit égal à P0/2

2) Choix de l'isotope analysé et période de cet isotope. Dès que le système est fermé, la quantité d'éléments pères diminue. Plus l'échantillon est vieux, plus la période de l'isotope choisi devra être imoprtante.

1) Le couple carbone12/carbone14 est fréquemment utilisé pour dater les restes d’êtres vivants. Lorsqu’un individu meurt, il arrête les échanges de carbone avec son milieu (nourriture, respiration, photosynthèse). La quantité de 14C diminue alors dans l’organisme. C’est la quantité initiale de 14C par gramme de 12C dans l’atmosphère qui sera considérée comme constante. La période du 14C est de 5570 ans et permet une datation jusqu'à plus de 35000 ans avec une bonne précision. Voir tp 2 III

2) Le couple potassium40/argon40 est utilisé pour dater des roches contenant des minéraux riches en potassium (comme la grande famille des silicates). Ici, pas de calcul de quantité initiale, l’argon élément-fils, s’échappe des magmas avant cristallisation. Le calcul est donc basé sur l’assertion suivante : F0=0. Il suffit ensuite de déterminer l’importance de l’argon et du potassium restant dans l’échantillon et de le mettre en équation avec la période T correspondant au potassium. Voir TP 2 IV

Principe simple, mise en œuvre compliquée. Voir démonstration. Nt = N0 e - λt => t = 1/λ ln (N0/Nt) ==> t = 1/λ ln (1+ N't/Nt)‏ avec NT = N0/2= N0 e-λT ==> λ= ln2/T Donc: t = T/ln2 . ln (1+N't/Nt)‏ t = temps N0 = nbre d'atomes de l'élément père à t = 0. Nt = nbre d'atomes de l'élément père à t Nt' = nbre d'atomes de l'élément fils à t λ= constante de désintégration propre à chaque isotope

3) Le couple rubidium87/strontium87 est fréquemment utilisé pour dater les roches magmatiques ou métamorphiques les plus anciennes. Dans cette méthode, on ne peut déterminer, ni les quantités initiales de l’élément-père, ni celles de l’élément-fils. Ils font alors une analyse différentielle sur plusieurs échantillons d’une même roche. Si les échantillons ont une même composition isotopique (de même rapport 87Sr/86Sr) et ont le même âge, alors les mesures s’alignent sur une droite appelée droite isochrone. La pente de cette droite permet ensuite de calculer l’âge de la roche. Voir tp 2