Les caractéristiques du domaine continental

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[pic 3]

Dans le phénomène d’isostasie des structures superficielles de la Terre, la limite qui sépare la croûte rigide du manteau susceptible de se comporter comme un fluide et de la porter en équilibre ne se trouve pas au niveau de la base de la croûte (Moho) mais plus en profondeur à la limite entre lithosphère et asthénosphère.

L’isostasie est donc un modèle qui propose, qu’un équilibre dit isostasique, est réalisé entre la lithosphère continentale, rigide, et l’asthénosphère, plus dense et plus déformable : La lithosphère « flotte » sur l’asthénosphère.

Des modifications de cet équilibre sont à l’origine de mouvements verticaux de la lithosphère tels que ceux enregistrés en Scandinavie

L’équilibre peut être rompu lorsqu’une surcharge se met en place (une calotte glaciaire par exemple) ou disparaît (fonte de la calotte glaciaire).

Tout se passe comme si l’excès de masse représentée par une chaîne de montagne par exemple était compensé en profondeur par un déficit de masse

Exercice : Datation radiochronologie

III/ L’âge de la croûte continentale

A/ Le principe de la datation absolue des roches

Cette méthode s’appuie sur la désintégration d’isotopes radioactifs naturels

Cette transformation régulière d’un élément radioactif instable père (radionucléide) en élément fils stable (radiogénique) associé à un rayonnement se fait à vitesse constante appelée constante de désintégration (λ )

Cette propriété, découverte en 1886 par H. Becquerel permet de mesurer le temps qui s’est écoulé depuis la formation de « l’objet géologique »

B/ Le raisonnement mathématique

Un élément père radioactif est instable et se désintègre au cours du temps en donnant un élément fils stable (= élément radiogénique), avec émission de particules α (noyaux d’hélium), de particules β (ou électrons) ou d’énergie (rayonnement γ)

Soit P0 le nombre d’éléments radioactifs contenus dans un système clos.

On considère que le système se ferme à la mort de l’organisme (animal ou végétal) ou lors de la cristallisation des minéraux d’une roche.

La désintégration est effective à partir de ce moment-là :

Aucun autre élément père n’est rajouté dans le système (d’où la notion de système clos)[pic 4][pic 5]

L’âge d’une roche peut dc être calculé grâce à la mesure du nbre d’atomes pères restants ou grâce à celle du nbre d’atomes fils apparus. [pic 6]

Cet âge correspond en fait au tps écoulé (t) depuis la « fermeture du système », c’est à dire depuis l’arrêt des échanges entre la roche et son environnement, ce qui fixe les quantités initiales d’éléments pères (P0) et fils (F0).

C/ La datation des roches continentales : la méthode Rubidium – Strontium

Un géologue dispose de plusieurs radiochronomètres : il peut choisir un isotope radioactif bien représenté dans l’objet à dater, et dont la période est adaptée à son âge présumé.

Dans le cas des roches de la CC, il faut choisir un couple d’éléments dont la désintégration est très lente car ces roches sont souvent très anciennes et l’âge se mesure parfois en milliards d’années.

Le rubidium 87 se désintègre en strontium 87 (radioactivité bêta) avec une période de 4,88.109 ans → Dc idéal pour dater les roches de la CC.

La quantité d’isotope initial 87Rb (P0) dans un minéral est inconnue ainsi que la quantité de 87Sr (F0) piégée dans un minéral au moment de la formation de la roche.

On ne peut donc utiliser aucune des équations précédentes….

Mais …. les minéraux des roches magmatiques incorporent aussi au moment de leur formation du 86Sr qui reste stable au cours du temps. Or le rapport initial 87Sr/86Sr est exactement le même dans tous les minéraux ayant incorporé du strontium quel que soit l’âge de la roche (86Srt = 86Srt0).

En revanche la quantité de 87Rb incorporée est variable d’un minéral à l’autre.

Ainsi en mesurant les rapports isotopiques 87Rb/86Sr et 87Sr/86Sr de plusieurs minéraux d’une même roche, on peut déterminer graphiquement l’âge de cristallisation de ces minéraux. [pic 7]

[pic 8][pic 9][pic 10]