4/ La méthode rubidium-strontium (Rb- Sr)

logiciel "radiochronologieRbSr" : https://svt.spip.ac-rouen.fr/spip.php?article334

Au cours de leur formation, certains minéraux des roches magmatiques et métamorphiques intègrent quelques atomes de rubidium. Son isotope 87 (⁸⁷Rb) qui est radioactif se désintègre en strontium (⁸⁷Sr). La demi-vie est de 48,8 milliards d’années (Ga). La détermination de l’age d’une roche a partir de cette méthode est plus complexe que les deux méthodes précédentes : Pourquoi ?

✗ On ne connaît pas la quantité initiale (N_o) d’élément père (⁸⁷Rb) : L’application directe de l’équation n’est pas possible.

✗ On ne connaît pas non plus la quantité d’élément fils (⁸⁷Sr) provenant uniquement de la désintégration du ⁸⁷Rb car les minéraux au moment de leur formation incorporent également une certaine quantité de ⁸⁷Sr non radiogénique. Par conséquent, la quantité totale de ⁸⁷Sr correspond a la quantité de ⁸⁷Sr initiale augmentée de celle provenant de la désintégration de ⁸⁷Rb. La détermination du rapport ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb ne permet pas de dater la roche comme dans le cas précédent. Pour surmonter cette difficulté, il faut des mesures provenant d'au moins deux minéraux d’une même roche et prendre en compte un isotope de référence indispensable pour comparer les mesures des différents échantillons. C'est l'isotope ⁸⁶Sr, stable car il n'est pas radiogénique, contrairement à ⁸⁷Sr, qui sert de référence dans ce cas.

La mesure des rapports isotopiques ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr et ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr dans différents minéraux permet ensuite d’obtenir un graphe.

y = ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ; x = ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr

les points se disposent suivant une ligne droite (droite isochrone) dont l’équation est y = Ax+B

A= e^λt – 1 ; B = ⁸⁷Sr_initial/⁸⁶Sr

Si l’on détermine la pente de la droite isochrone, il est possible de retrouver le temps t et donc l’age recherché à partir de la formule A = e^λt – 1.

λt = ln(A+1) <=> t = ln(A+1) / λ

ex : L'age d'une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 sachant que λ = 1,42.10^-11 an^-1 : 999 Ma. l'évènement qui est vraiment daté est la formation de la roche, fermeture système

EX appli :

Déterminer l’âge des météorites après avoir tracé le graphique et appliqué la formule t = ln (A+1) / λ

Échantillon	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr
1	0,758	0,74864
2	0,7255	0,7465
3	1,52	0,79891
4	1,49	0,79692
5	1,555	0,80152
6	1,685	0,80952
7	0,1542	0,7091
8	0,1533	0,70895

aide : Saisir les données ci-dessus, collez-les dans un logiciel tableur (calc ou excel)

• Sélectionner l’ensemble des cases

• Insérer un graphique type X-Y (points)

• clic-droit sur la courbe ou les points, afficher la courbe de tendance (et son équation)

• Déterminer l’âge des météorite grâce à la formule (que vous pouvez recopier dans le tableur)

vu en ES1° : https://biogeologue.blogspot.com/2023/05/blog-post_25.html

2/ Sortie géologique

- Décrire la composante géologique d’un paysage avec ses reliefs, ses pentes et ruptures de pente, et proposer des hypothèses sur leurs origines.

- Extraire des données, issues de l’observation d’un paysage local, de manière directe (observations, relevés, etc.)

- Relier reliefs et circulation de l’eau.

- Relier la nature de la roche à sa résistance à l’altération.

video 4'37" :+ échelle temps https://youtu.be/6Ojagf3S0Qo?si=NzVWXltzGOIvlsUI

comment sait-on tout cela ?

1,2/ La formation de l'atmosphère

Analyser des données , en lien avec l’évolution de la composition de l’atmosphère au cours des temps géologiques.

Manuel p.30

Déterminer l’état physique de l’eau pour une température et une pression donnée à partir de son diagramme d’état.

Manuel doc.3 p.31

Mettre en relation la production de O₂ dans l’atmosphère avec des indices géologiques (oxydes de fer rubanés, stromatolithes ...).

Ajuster les équations des réactions chimiques d’oxydation du fer par le dioxygène.

Manuel p.32-33-34

L’atmosphère primitive ne contenait pas d’O₂. Aujourd’hui, on peut y mesurer 21%. Il existe donc une évolution du taux d’O₂ au cours de l’histoire de notre planète et on peut retrouver, au sein des roches sédimentaires, les indices de cette évolution. On trouve, dans la région de Johannesburg, des formations particulières où il y a alternance entre des niveaux riches en silice et des niveaux riches en fer (Fe₂O₃) sous sa forme oxydée soit Fe³⁺. On nomme ces formations les BIF (Banded Iron Formations : formations de fer rubanées). Pour que les BIF puissent voir le jour, il faut que le fer puisse arriver jusqu’à l’océan. Or, s’il est oxydé dans les cours d’eau continentaux, il précipite et ne peut atteindre la mer. Le fer doit donc arriver en mer sous sa forme réduite, Fe²⁺, ce qui induit un milieu sans O₂. En revanche, sa précipitation océanique implique un milieu oxydant, donc oxygéné. Cette oxygénation est discontinue et disparate, d’où la répartition parsemée des BIF. Cette répartition parsemée est liée à l’existence de zones où se développent des structures bioconstruites appelées « Stromatolites » qui produisent de l’oxygène. Le début de l’histoire de la Terre est marqué par des conditions réductrices aussi bien dans les océans qu’au niveau de l’atmosphère. Cependant, malgré cet environnement globalement réducteur, il existait des milieux océaniques confinés riches en oxygène, donc oxydants. L’activité photosynthétique de faible ampleur réalisée par les cyanobactéries engendre un premier temps de dégagement d’O₂ discontinu à l’origine des précipitations d’oxyde de fer ou BIF. Les témoins de cette activité photosynthétique sont des bioconstructions calcaires, appelées stromatolites. Du grec στρώμα (strôma, tapis) et λίθος (lithos, pierre). Les stromatolites sont toujours présents et actifs aujourd’hui. Les stromatolites sont des concrétions calcaires d’origine biologique dues à l’activité de cyanobactéries. Ces micro-organismes recouvrent le support et forment un voile gluant. Leur activité photosynthétique induit la précipitation des carbonates qui sont piégés dans ce voile et forment un encroûtement. La superposition des lamines constitue la structure du stromatolite. L’oxygène produit par les cyanobactéries et libéré dans l’océan va donc pouvoir interagir avec les autres éléments dissous en les oxydant. Une fois que tous les éléments oxydables présents dans les océans ont été oxydés, l’O₂ peut s’accumuler sous forme dissoute dans le milieu marin. Puis l’équilibre chimique des éléments entre les enveloppes fluides de la Terre induit une diffusion, donc un dégagement d’O₂ dans l’atmosphère. Ainsi, l’atmosphère jusqu’ici réductrice commence à s’oxyder. Il existe deux types de gisements : les fers rubanés, qui représentent 90% des réserves mondiales, et les couches rouges continentales, dont le fer provient de l'altération des roches des continents, il est à l'état d'oxydes et donc de Fe³⁺. Ils se sont formés au contact d'une atmosphère contenant de l'oxygène. Leur apparition puis leur développement entre 2 Ga et 1,5 Ga est la preuve de la mise en place d'une atmosphère de plus en plus riche en oxygène. On trouve, à partir de 2,2 Ga, des formations continues et de grandes épaisseurs d’oxydes de fer en milieu continental un peu partout dans le monde que l’on nomme « redbeds ». Ces sédiments avoisinent au total 1016 tonnes, soit 80 % des réserves mondiales. Au niveau mondial, on trouve principalement les BIF entre 3,8 et 2 milliards d’années avec un paroxysme au passage Archéen-Protérozoïque. Durant les 200 millions d’années suivants, on trouve quelques formations rubanées, puis elles disparaissent. Tout le fer soluble dans l’océan a donc été oxydé.

L'atmosphère initiale était composée de 83% de vapeur d'eau, 12% de CO₂, 5% de N₂.
Il y a 4,4 milliards d'années environ, la température diminuant, la vapeur d'eau présente dans l'atmosphère s'est condensée et a formé les océans. L'atmosphère s'est ainsi en partie vidée de sa vapeur d'eau. En précipitant, la vapeur d'eau a entraîné le CO₂ atmosphérique qui s'est retrouvé piégé dans les océans, ce qui a permis de former des roches carbonatées.
Il y a 3,5 milliards d'années sont apparues les cyanobactéries. Les cyanobactéries sont des bactéries photosynthétiques.

Il y a environ 4,6 Ga (milliards d’années), l’atmosphère primitive était composée de N₂, CO₂ et H₂O. Sa composition actuelle est d’environ 78 % de N₂ et 21 % de O₂, avec des traces d’autres gaz (dont H₂O, CO₂, CH₄, N₂O).

Le refroidissement de la surface de la Terre primitive a conduit à la liquéfaction de la vapeur d’eau présente dans l’atmosphère initiale. L’hydrosphère s’est formée, dans laquelle s’est développée la vie.

Les premières traces de vie sont datées d’au moins 3,5 Ga. Par leur métabolisme photosynthétique, des cyanobactéries ont produit le dioxygène qui a oxydé, dans l’océan, des espèces chimiques réduites. Le dioxygène s’est accumulé à partir de 2,4 Ga dans l’atmosphère. Sa concentration atmosphérique actuelle a été atteinte il y a 500 Ma environ. Les sources et puits de dioxygène atmosphérique sont aujourd’hui essentiellement liés aux êtres vivants (photosynthèse et respiration) et aux combustions.

The History of Life On Earth - Cinematic Timelapse

How to Draw Cross Section Topographic Profiles

 

Nucleus Medical Media

video 11'39 : How Big is The Universe? https://youtu.be/pSHVbLPWA28?si=cqNj0FAB0XEThMrK

text 343 words : Earth’s land may have formed 500 million years earlier than we thought

https://www.newscientist.com/article/2275696-earths-land-may-have-formed-500-million-years-earlier-than-we-thought/

How Big is The Universe?

Back Surgery: Lumbar Disc Replacement

logiciel « radioactive dating game » : https://phet.colorado.edu/en/simulations/radioactive-dating-game

logiciel "radiochronologie" : http://svt.ac-amiens.fr/040-vue-d-ensemble-des-logiciels-de-m-madre.html

noyau père	désintégration	noyau fils	Constante radioactive lambda		Demi-vie	années
14C	Béta -	14N	1,209*10^-4	0,0001209	5730	a
40K	Béta +	40Ar	5,81*10^-11	5,81E-11	11,9	Ga
87Rb	Béta -	87Sr	1,42*10^-11	1,42E-11	48,8	Ga
147Sm	alpha	147Nd	6,54*10^-12	6,54E-12	106	Ga
235U	chaine	207Pb	9,848*10^-10	9,848E-10	704	Ma
238U	chaine	208Pb	1,551*10^-10	1,551E-10	4,47	Ga

La désintégration radioactive est un phénomène continu et irréversible ;

la demi-vie (=période) d’un élément radioactif est caractéristique de cet élément.

Différents chronomètres (C/N ; K/Ar ; Rb/Sr) sont classiquement utilisés en géologie, ils se distinguent par la période de l’élément père, le choix du chronomètre dépend de l’âge supposé de l’objet à dater, qui peut être appréhendé par chronologie relative.

2/ La méthode au carbone 14 (C-N)

L'isotope 14 de l’élément Carbone (¹⁴C) est produit en permanence dans la haute atmosphère a partir de l'isotope 14 de l’élément Azote (¹⁴N), sous l'effet des rayons cosmiques. Comme cette production est constante (au moins a l’échelle de temps de quelques demi-vies) un équilibre s'est établi avec les pertes par radioactivité : le rapport isotopique ¹⁴C / ¹²C reste donc constant pour le CO₂ de l’atmosphère. Ce rapport isotopique reste aussi constant dans les tissus vivants qui incorporent le CO₂, directement (cas des végétaux autotrophes) ou non (cas des hétérotrophes). Après la mort, le ¹⁴C n'est pas renouvelé et le rapport isotopique décroît suivant la loi de décroissance radioactive. L'age de l’échantillon est calculé à partir de la mesure de sa radioactivité exprimée en « coups par minutes » (cpm) ou « désintégrations par minute » (dpm) et par gramme de carbone. La radioactivité des tissus vivants est de 13,56 dpm/g de C. Cette radioactivité correspond a la quantité d’élément père initial (N_o). On peut dater au ¹⁴C des objets de moins de 40 000 ans contenant du carbone mais il est impossible de dater avec précision des échantillons au-delà de 35 000 ans car trop peu de C restant, ex : l'age d'un fragment de bois dont la radioactivité du C est de 8,56 dpm/g. (λ = 1,209.10^-4 an^-1) :  t = -(1/λ).ln(N_t/N₀) = -(1/1,209.10^-4).ln(8,56/13,56) = , 3 800 ans env

3/ La méthode potassium-argon (K-Ar)

De nombreux minéraux contiennent du potassium. Ils incorporent donc au moment de leur formation une faible quantité d’un isotope radioactif du potassium : le ⁴⁰K. Cet isotope se désintègre en ⁴⁰Ar, un isotope stable de l’argon. Les minéraux ne contenant initialement pas d’argon, la totalité de ⁴⁰Ar présent dans les roches provient de la désintégration de ⁴⁰K. L’application de l’équation afin de déterminer l’âge de la roche n’est pas possible car nous ne connaissons pas la quantité initiale (N_o) d’élément père (⁴⁰K). En revanche, nous pouvons mesurer la quantité de ⁴⁰K et ⁴⁰Ar dans la roche et, en connaissant la constante radioactive du ⁴⁰K, on peut estimer directement le temps écoulé depuis le début de la désintégration de ⁴⁰K en utilisant l’equation fondamentale : t = 0,1804.1010.ln(1+9,5404.⁴⁰Ar/⁴⁰K)

Les mesures sont faites au spectrographe de masse pour différencier les isotopes, elles sont délicates à cause de la possibilité de contamination des échantillons par l'argon de l’atmosphère : il faut faire dégazer la roche dans un vide très poussé. Ex : un basalte fournit 3,311.10^-2 μg de ⁴⁰Ar pour 6,140 μg de ⁴⁰K.

date de la cristallisation du magma = fermeture du système

Ar/K = 3.311/614 = 0.00539 => 750 Ma selon le graphe,

mais si on calcule l’âge du basalte : t = -(1/λ).ln(N_t/N₀) = -(1/9,5404).ln(3,311/6,14) =-0,0647 Ga = 647 Ma : fort taux d'erreur

l'Argon est un gaz atmosphérique sur terre. Ar peut être piégé lors d'une éruption volcanique dans les cendres => cela fausse les résultats

Où suis-je, où vais-je, dans quel état j’Ere ?

1/ GÉOSCIENCES ET DYNAMIQUE DES PAYSAGES

Dans ce thème, l’étude des paysages actuels permet de comprendre les mécanismes de leur évolution, le caractère inexorable de l’érosion et l’importance des mécanismes sédimentaires. Une première approche pétrologique [petra : pierre] sera ensuite enrichie dans l’enseignement de spécialité. Les géosciences permettent de comprendre le monde qui nous entoure mais aussi d’identifier les ressources utilisables par l’humanité et prévenir les risques.

1,1/ Erosion & altération

Objectifs : comprendre qu’un paysage change inéluctablement avec le temps du fait de l’érosion ; identifier les agents d’érosion et leur importance.

Notions fondamentales : érosion, altération, modes de transports, sédiments.

1/ Etude cartographique

- Extraire des données, issues de l’observation d’un paysage local, de manière indirecte (imagerie satellitaire).

F comparez les cartes IGN, géol, images sat

Google earth / map : https://maps.app.goo.gl/5WyLRf9WpSi6CHL37

Géoportail : lien Lycée St Jn sur géoportail

Infoterre BRGM : https://infoterre.brgm.fr/viewer/MainTileForward.do

? tracer un profil topographique sur carte IGN

? placez les roches avec des couleurs à l'aide de la carte géologique

? tracer un profil de dénivelé sous Google earth

SIG = système d'information géoréférencé

carte routière ≠ topographique ≠ géologique

Earth evolution

Quel est l'état actuel de nos connaissances sur la terre et le vivant ?

1/ Histoire de la terre

Depuis l’époque de sa formation, quasi concomitante avec celle du Soleil et des autres planètes du système solaire, la Terre a connu une évolution spécifique de sa surface et de la composition de son atmosphère. Sa température de surface permet l’existence d’eau liquide, formant l’hydrosphère. Aux facteurs physiques et géologiques (activité solaire, distance au Soleil, tectonique) s’est ajoutée l’émergence des êtres vivants et de leurs métabolismes. Un fragile équilibre est atteint, qui permet la vie et la maintient.

1,1/ La formation de la terre

Le système solaire s’est formé il y a 4,57 Ga. Il résulte de l’effondrement gravitationnel d’une nébuleuse de gaz et de poussières. Au centre de ce nuage en rotation, la matière se condense pour donner le Soleil. En direction de la périphérie, plusieurs zones d’agglomération de matière et de petites météorites sont à l’origine des planètes. En fin de vie, lorsqu'elles ont épuisé leur hydrogène, les étoiles voient leurs couches périphériques se dilater et se refroidir, tandis que le cœur s'effondre et s'échauffe pour atteindre la température de fusion de l'hélium. Certaines étoiles vont jusqu'à éjecter leurs couches périphériques créant un cocon en expansion. Le cœur mis à nu est une étoile de type W ou O qui rayonne beaucoup de lumière ultraviolette et qui excite la nébuleuse. Ces planètes sont, dans un premier temps, des boules de matière en fusion autour desquelles stagne une première atmosphère, appelée atmosphère primordiale, constituée des gaz de la nébuleuse c’est-à-dire d’hydrogène et d’hélium. Cette atmosphère est vite chassée par la puissance des vents solaires. La mise en place du champ magnétique terrestre a permis de dévier et d’absorber les vents solaires et donc la mise en place de l’atmosphère primitive.

Comment sait-on tout cela ?

Le modèle d’accrétion homogène correspond à l’agglomération de météorites non différenciées due à la force gravitationnelle, météorites non différenciées c’est-à-dire de même composition chimique que la matière de la nébuleuse protosolaire : ces météorites sont appelées chondrites car on y trouve de petites sphères, les chondres.

Chimie moyenne en %	Chondrites	Terre globale
O	31	32,4
Fe	27,4	28,2
Si	18,5	17,2
Mg	14	15,9
Ca	3,5	1,6
Al	2	1,5
Na	0,6	0,25
K	0,4	0,02
autre	2,6	2,9

Si on fait la somme de la composition chimique des enveloppes de la Terre, trouvées par l'analyse minéralogique des roches (cf Terre Globale dans le tableau ci-dessus) on trouve (environ) la même composition que celle des Météorites de type Chondrites. Donc cela confirme l'hypothèse sur l'histoire de la formation de la Terre et sa composition interne. Par opposition, les météorites achondritiques sont issues d’un corps ayant subi une différenciation alors qu’il était en fusion, les éléments chimiques les plus lourds migrant vers le centre du corps, les plus légers restant en surface. Si ce corps plus ou moins solidifié se fractionne sous l’effet d’un impact il donne naissance à des fragments différenciés. On trouve alors des météorites achondritiques constituées de fer et de nickel, d’autres presque exclusivement d’olivines, d’autres de plagioclases et de pyroxènes.

Des Zircons trouvés en 2001 en Australie, Minéraux de 4,4 Ga, dans des roches sédimentaires de 3,3 Ga

La teneur en Titane des zircons est proportionelle à la température de cristalllisation.

La température de cristallisation dépend de la teneur en eau du magma :

1 000 °C anhydre ;

600°C hydraté

Le magma à l’orgine des Zircons a été hydraté par de l’eau liquide en grande quantité, preuve de la présence d’océans

En 4,57 Ga – 4,4 Ga = 0,17 Ga

La température est passée de 1 200 °C à 696°C.

Ce refroidissement pourrait s’expliquer par la formation de la croûte terrestre isolant le manteau encore très chaud.

La Terre semble avoir subi une différenciation : Après une phase d’accrétion météoritique, la planète est une énorme boule de matière en fusion. Cet état permet la migration des éléments chimiques selon leur masse moléculaire. Il en résulte l’organisation interne de notre planète :

un noyau constitué de fer et de nickel,

un manteau riche en olivines et pyroxènes,

une croûte terrestre riche en silicates.

une atmosphère riche en eau, dioxyde de carbone et azote

video 4'15" : Plus de 13,5 milliards d'années en quelques minutes... : https://youtu.be/PzTjbZh2kD

exercices sur datation relative

logiciel chronocoupe : http://acces.ens-lyon.fr/acces/thematiques/limites/didacgeo/site/chronocoupe/Chronocoupe.zip/view

1,1,2/ La chronologie absolue

Rappel acquis

Vu en enseignement scientifique de 1ères : https://biogeologue.blogspot.com/search/label/ES 1°

La decouverte de la radioactivite a la fin du XIX° siecle a contribué à résoudre la question de la datation de l'age de la Terre en remettant en question les dogmes précédents. Comment la radioactivité a-t-elle permis de déterminer l'âge de la Terre avec précision ?

La radioactivité est un phénomène naturel sur lequel repose la radiochronologie car la désintégration radioactive est proportionnelle au temps, elle permet donc d’accéder à une datation. Dater n’importe quel minéral ne revient pas à déterminer l’âge de la Terre car certains minéraux sont nés après la naissance de la terre. Les météorites permettent d’avoir des données sur la formation de la terre. Certains couples d’isotopes sont pertinents pour donner un âge à la Terre : il faut T_1/2 > 4 Ga donc K/Ar (12Ga) ; Rb/Sr (49Ga) ; Sm/Nd (106Ga) ; U238/Pb (4,47Ga).

Réponses aux 3 questions ci-dessous à partir de la page https://www.lelivrescolaire.fr/page/6877555 ….

Doc. 1 : Expliquez pourquoi on peut qualifier un système (élément père-élément fils) de chronomètre radioactif.ⁱ
Doc. 2 & 4 : Précisez les différentes étapes de la méthode utilisée par Patterson pour dater la formation de la Terre.ⁱⁱ
Doc. 3 : Justifiez l’intérêt d’utiliser des météorites pour déterminer l’âge de la Terre.ⁱⁱⁱ

1/ Principes de datation absolue

Identifier les caractéristiques (demi-vie ; distribution) de quelques chronomètres reposant sur la décroissance radioactive, couramment utilisés dans la datation absolue : Rb/Sr, K/Ar, U/Pb.

Comprendre le lien, à partir d’un exemple, entre les conditions de fermeture du système (cristallisation d’un magma, ou mort d’un organisme vivant) et l’utilisation de chronomètres différents.

Mobiliser les bases physiques de la désintégration radioactive.

Video 4’ sur ¹⁴C : https://www.cea.fr/multimedia/Pages/videos/culture-scientifique/physique-chimie/datation-carbone-14.aspx

logiciel « radioactive dating game » : https://phet.colorado.edu/en/simulations/radioactive-dating-game

logiciel "radiochronologie" : http://svt.ac-amiens.fr/040-vue-d-ensemble-des-logiciels-de-m-madre.html

i Au cours du temps, les éléments pères se désintègrent, Le nombre d’atomes pères diminue selon une loi exponentielle
La désintégration des éléments radioactifs en fonction du temps étant régulière on peut dater le système en fonction du nombre d’éléments restant depuis la fermeture du système

ii mesure la radioactivité restante dans les roches / météorites -> Tracer l’isochrone → pente → coef dir → formule → âge

iii La Terre et les météorites ayant été formées par l'agglomération des particules de la même nébuleuse (nébuleuse solaire), elles ont des compositions et des âges similaires.