Lire le temps dans les roches : datations, océans disparus et continents voyageurs

Au Chenaillet, près de Briançon, on marche vers 2 600 m d'altitude sur des laves en forme de gros coussins. Ces formes naissent quand une lave s'épanche sous l'eau, au fond d'un océan. Un océan dans les Alpes ? Pour le prouver, le géologue doit ordonner les événements, puis les dater.

La datation relative : mettre les événements dans l'ordre

Ses principes :

• superposition : dans une série non retournée, une couche est plus récente que celle qu'elle recouvre ;
• continuité : une même couche a le même âge sur toute son étendue ;
• recoupement : une structure (faille, filon) est plus récente que les roches qu'elle recoupe ;
• inclusion : un fragment inclus dans une roche est plus ancien que cette roche ;
• identité paléontologique : des couches aux mêmes fossiles stratigraphiques ont le même âge. Un bon fossile stratigraphique, comme beaucoup d'ammonites, a vécu peu de temps sur une vaste région.

Exemple 1 : lire une falaise. De bas en haut, trois couches A, B et C ; une faille décale A et B, mais pas C ; un filon de basalte traverse tout. Superposition : A, puis B, puis C. Recoupement : la faille est postérieure à B et antérieure à C, qui la recouvre intacte ; le filon est le plus récent. Ordre : A, B, faille, C, filon.

Ces principes ont bâti l'échelle des temps géologiques, rythmée par des crises biologiques comme celle d'il y a 66 millions d'années (fin des ammonites et des dinosaures non aviens).

La datation absolue : des horloges radioactives

Un isotope radioactif (« père ») se désintègre en isotope « fils » à un rythme constant, indépendant de la température et de la pression. La demi-vie T est la durée au bout de laquelle la moitié des atomes pères a disparu : après n demi-vies, il en reste (12)ⁿ. Plus généralement, N = N₀ × exp(−λ × t), avec T = ln 2 ÷ λ.

L'horloge démarre quand le système se ferme : mort d'un être vivant pour le carbone 14, cristallisation d'un minéral pour une roche magmatique. On choisit un chronomètre adapté à l'âge cherché :

• carbone 14 (T = 5 730 ans) : restes organiques de moins de 50 000 ans environ ;
• potassium-argon (T ≈ 1,25 milliard d'années) : laves. L'argon, un gaz, s'échappe de la lave en fusion : l'horloge part de zéro ;
• rubidium-strontium (T ≈ 49 milliards d'années) : roches anciennes comme les granites.

Exemple 2 : un charbon de bois préhistorique contient 25 % du carbone 14 initial : 25 % = (12)², soit deux demi-vies, donc 2 × 5 730 = 11 460 ans.

Exemple 3 : la droite isochrone d'un granite. Ses minéraux ont cristallisé avec le même rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, mais des teneurs en rubidium différentes. Le ⁸⁷Rb produisant du ⁸⁷Sr, les points (⁸⁷Rb/⁸⁶Sr en abscisse, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr en ordonnée) s'alignent sur une droite dont la pente a augmente avec l'âge : t = ln(1 + a) ÷ λ, avec λ = 1,42 × 10⁻¹¹ par an. Pour a = 0,00427 : t = ln(1,00427) ÷ (1,42 × 10⁻¹¹) ≈ 3,0 × 10⁸ ans. Ce granite a 300 millions d'années, comme bien des granites du Massif central.

Les traces d'un océan ouvert, puis refermé

En 1912, Alfred Wegener propose la dérive des continents : côtes qui s'emboîtent, fossiles de Mesosaurus en Afrique et en Amérique du Sud, traces glaciaires anciennes. Faute de mécanisme, on le rejette. Dans les années 1960, les bandes magnétiques symétriques de part et d'autre des dorsales prouvent l'expansion océanique : c'est la naissance de la tectonique des plaques.

Exemple 4 : une vitesse d'expansion. Un basalte à 1 500 km de l'axe d'une dorsale a 60 millions d'années : 1,5 × 10⁸ cm ÷ (6 × 10⁷ ans) = 2,5 cm par an depuis l'axe (5 cm par an entre les deux plaques).

La vie d'un océan, le cycle de Wilson, laisse des traces :

• ouverture : le continent s'étire (rifting) ; des failles normales découpent des blocs basculés, couverts de sédiments en éventail, qui bordent ensuite les marges passives ;
• accrétion : à la dorsale naît une lithosphère océanique (péridotites, gabbros, basaltes en coussins) ;
• fermeture : en subduction, la lithosphère océanique se transforme à haute pression et basse température : métagabbros à glaucophane (faciès schistes bleus), puis éclogites à grenat et jadéite ;
• collision : plis, chevauchements et nappes de charriage épaississent la croûte, jusqu'à environ 50 km sous les Alpes.

Les Alpes cumulent ces indices : blocs basculés de l'Oisans, ophiolites du Chenaillet (fragment de lithosphère océanique charrié sur le continent), éclogites du mont Viso. L'océan alpin s'ouvre au Jurassique, se referme par subduction à partir du Crétacé ; la collision débute il y a environ 35 millions d'années.

À retenir

• La datation relative ordonne les événements : superposition, continuité, recoupement, inclusion, identité paléontologique.
• La datation absolue utilise la désintégration radioactive, dont l'horloge démarre à la fermeture du système ; le chronomètre se choisit selon l'âge cherché.
• Ophiolites, marges passives, roches de haute pression et structures de collision sont les traces de l'ouverture et de la fermeture d'un océan.

★ Pour aller plus loin

En 1984, Christian Chopin découvre de la coésite, silice de très haute pression, dans le massif de Dora Maira (Alpes italiennes) : des roches continentales sont descendues à plus de 90 km… et remontées.

Les fonds océaniques en place ont presque tous moins de 200 millions d'années ; des zircons de Jack Hills (Australie) en ont 4,4 milliards : les océans passent, les continents restent.

Sources pour creuser

• Maurice Mattauer, Ce que disent les pierres (Belin, Bibliothèque Pour la Science).
• planet-terre.ens-lyon.fr (ENS de Lyon) : le Chenaillet, les ophiolites, la radiochronologie.
• Chaîne YouTube L'Esprit Sorcier : cherche « tectonique des plaques ».
• infoterre.brgm.fr (cartes géologiques) et lumni.fr.