GEOCHRONOLOGIE



Table de matières
I - Définition des isotopes
II - Abondances isotopiques
III - Les isotopes radioactifs et la Radiochronologie
IV - Méthodes de Géochronologie
1 - Méthode Rubidium - Strontium
2 - Méthodes Uranium - Thorium - Plomb
3 - Méthode Potassium - Argon
4 - Méthode du Carbone 14 (14C)


I - Définition des isotopes

Une espèce atomique X est caractérisée par son numéro atomique Z (égal au nombre de protons du noyau) et sa masse atomique M (égale au nombre de protons et de neutrons)

MXZ

Les isotopes d'un élément chimique X ont tous le même nombre atomique Z (c'est à dire le même nombre de protons), mais des masses atomiques M différentes, correspondant à un nombre de neutrons différents. Prenons l'exemple de l'oxygène :

18O8 ; N° atomique Z = 8 protons ; Masse atomique M = 18 (8 protons + 10 neutrons)

16O8 ; N° atomique Z = 8 protons ; Masse atomique M = 16 (8 protons + 8 neutrons)
 


II - Abondances isotopiques

Il existe dans la nature environ 340 espèces nucléaires répertoriées mais qui n'ont pas tous, bien sûr, la même abondance et la même importance.

La plupart des éléments possèdent plusieurs isotopes. On peut exprimer les abondances isotopiques de plusieurs façons.

a - Par le rapport (ou %) de la quantité d'atomes d'une certaine espèce isotopique MXZ au nombre total d'atomes d'un élément donné. Prenons l'exemple des 3 isotopes de l'oxygène :

16O : 99,759 %

17O : 0,037 %

18O : 0,203%

b - Par le rapport d'une quantité d'atomes d'un isotope MXZ à la quantité d'un autre isotope du même élément. Prenons l'exemple du strontium : Sr38 qui possède 4 isotopes:

84Sr : 0,56%

86Sr : 9,86%

87Sr : 7,02%

88Sr : 82,56%

Le rapport 87Sr / 86Sr est égal à 7,02/9,86 ; soit 87Sr / 86Sr = 0,712

c - Par l'écart "d" d'un rapport isotopique (R) d'un échantillon en comparaison du même rapport isotopique avec un étalon de référence standard pour lequel le rapport isotopique R est connu ;

ou en 0/00

Par exemple pour l'oxygène 18O, le standard de référence est le rapport isotopique 18O/16O très constant dans les eaux océaniques (Standard Mean Ocean Water : SMOW). Ce rapport RSMOW 18O/16O est égal à 2,035 . 10-3. Si pour un échantillon le rapport isotopique 18O/16O (R éch) est égal à 2,043 . 10-3 :

d = 3,931 %o

Certains isotopes naturels sont stables. D'autres au contraires sont instables et radioactifs et donnent naissance à des isotopes radiogéniques. C'est ainsi qu'un isotope père (P) radioactif se désintègre en un isotope fils (F) radiogénique :

            P ------------------------------------> F

(Isotope père radioactif) ---------------------> (Isotope fils radiogénique)

Ce sont les isotopes instables, radioactifs qui sont utilisés en radiochronologie.
 


III - Les isotopes radioactifs et la Radiochronologie

Dès le début du XX° siècle, suite aux découvertes sur la radioactivité, les scientifiques tentèrent d'appliquer ses principes à la mesure des temps géologiques.

En 1905, Rutherford, le premier, réalisa une détermination d'âge sur un minéral en mesurant les quantités de He et U. En 1911, Holmes publia des résultats radiochronologiques obtenus par la méthode U-Pb. Mais, jusqu'en 1945, tous les essais de géochronologie demeurèrent imparfaits, en raison notamment de difficultés d'ordre analytique (imprécision due aux spectromètres de masse de l'époque). Actuellement, la technologie permet une précision analytique de tout premier ordre, qui autorise des mesures et des résultats de bonne qualité, même pour des concentrations isotopiques relativement faibles. Il existe aujourd'hui de nombreuses méthodes de radiochronologie. Avant d'en exposer quelques unes, examinons les phénomènes radioactifs.

1 - Les phénomènes radioactifs
Il existe plusieurs formes de désintégration radioactive
a - RADIOACTIVITÉ a
Un atome se désintègre en émettant une particule a, c'est à dire un noyau d'hélium (4He2).

MXZ -------> M-4X'Z-2+ 4He2

Ex : 238U92 -----------> 234Th90 + a (Période T = 4,51.109 ans)

b - RADIOACTIVITÉ b-
La particule émise est un électron. Ce phénomène correspond à la transformation d'un neutron du noyau en proton avec émission d'un électron selon la réaction :

n ---------> p+ + e

MXZ -----> MX'Z+1 + e (b-)

ex : 87Rb37 --------->87Sr38 + e (b-) (T = 4,7.1010 ans)

c - CAPTURE D'UN ÉLECTRON DE LA COUCHE K
Un électron de la couche K réagit avec un proton du noyau pour former un neutron

e + p+ ----> n ; Z -----> Z - 1

MXZ + e ----> MX'Z+1

ex : 40K19 + e ----> 40Ar18

d - FISSION SPONTANÉE
Un noyau lourd éclate en deux noyaux de masses voisines, avec émission de neutrons ;

Ex : 235U

2 - Les lois de la désintégration - Équations fondamentales de la géochronologie
Les méthodes de la géochronologie reposent sur le principe suivant :

Soit un isotope radioactif Père (P) qui se désintègre en élément radiogénique fils (F)

P ---------> F

Le rapport de concentration P/F à un instant donné est une fonction de la constante de désintégration l (qui est la probabilité de désintégration par unité de temps) de l'élément P et de l'âge t.

La quantité d'atomes P désintégrés dans le temps dt est proportionnelle au nombre P d'atomes et à la constante de désintégration l. On peut alors écrire :

P = nombre d'atomes pères radioactifs
l = constante de désintégration
dP/dt = taux instantanée de transformation

Si P0 représente la quantité d'atomes pères à l'instant t0, l'équation 1 s'intègre selon les équations (2) et (3) :

Dans la pratique, on ne doit faire intervenir dans l'équation que des grandeurs mesurables actuellement. Or, on ne connaît pas le nombre d'atomes pères P0 à l'instant initial t0. Au cours du temps, un certain nombre d'atomes P0 radioactifs se sont transformés en éléments fils radiogéniques F. On pose alors l'hypothèse, que le nombre d'atomes père à un temps t (P) est égal au nombre d'atomes pères initiaux (t0) moins le nombre d'atomes fils radiogéniques produits au cours du temps t. Soit :

P = P0 - F

ou P0 = P + F

En remplaçant P0 par sa valeur (P + F) dans l'équation (3) on obtient :

P + F = P elt

ou F = P elt - P ; soit :

De cette équation (4) on peut en déduire l'âge (t) :

Une problème peut apparaître. La quantité d'atomes F mesurés aujourd'hui correspond en fait à la quantité d'atomes fils radiogéniques provenant de la désintégration de l'élément père (P) radioactif, mais aussi à la quantité d'atomes fils (F0) qui étaient présents dès le départ dans le système. C'est à dire que :

F total mesuré = F radiogénique + F0 existant au départ

L'équation (4) peut alors s'écrire :

Cette équation (6) est l'équation fondamentale de la géochronologie. Elle permet d'obtenir l'âge d'une formation (ou d'un minéral) selon l'équation (7)

L'âge est obtenu dans les conditions suivantes :

  1. la constante de désintégration l soit connue avec précision
  2. que l'on connaisse P et F avec une bonne précision
  3. que l'on connaisse F0 ; ce qui est souvent délicat, voir impossible
  4. que le système soit resté clos (Rien ne se perd, rien ne se crée, tout se transforme)

IV - Méthodes de Géochronologie

1 - Méthode Rubidium - Strontium
a - Principe et équation fondamentale


Le Rb37 possède 2 isotopes : 85Rb et 87Rb.

Le 87Rb est radioactif et se désintègre par radioactivité ß en 87Sr radiogénique.

87Rb ------>87Sr (radioactivité ß)

Selon l'équation fondamentale de désintégration (6) du 87Rb (éléments père radioactif, P) en 87Sr (élément fils radiogénique, F)

(6) F = P (elt - 1) + F0

On peut écrire :

(8) (87Sr) = (87Rb) (e lt - 1) + (87Sr )0
l = 1,42.10-11an-1

Sr38 possède 4 isotopes 84-86-87-88.

Seul 87Sr est radiogénique.

Dans l'équation (8), (87Sr), (87Rb) peuvent être mesurés et sont connus. Par contre la quantité de (87Sr)0 est une inconnue.

Le 86Sr est un isotope stable non radiogénique, non radioactif. Sa quantité dans le système est donc une constante. Dans l'équation (8), on rapporte les concentrations de (87Sr)t, (87Rb)t et (87Sr)0à cette isotope stable (86Sr).

Cette équation est de la forme y = ax + b

Considérons plusieurs échantillons cogénétiques de même age, distincts des uns des autres par leur rapport 87Rb/86Sr, évoluant en système clos ; les points représentatifs de ces échantillons doivent dans un diagramme (87Sr/86Sr) - (87Rb/86Sr) s'aligner sur une droite, dénommée isochrone, dont la pente (elt-1) est fonction de l'âge du système. L'ordonnée à l'origine permet de connaître le rapport (87Sr/86Sr)0(fig.1) (fig.2).

b - Ages absolus et age apparents


Age "absolu" : lorsque tous les points analytiques sont, dans le diagramme (87Sr/86Sr) - (87Rb/86Sr), alignés (aux incertitudes analytiques près), cela signifie que 3 conditions ont été remplies :

(1) - Les échantillons ont le même âge

(2) - Les échantillons ont le même rapport initial (87Sr/86Sr)0.

(3) - Les échantillons se sont comportés en système clos vis à vis du rubidium et du strontium

L'âge obtenu peut être alors considéré comme un " âge absolu."

Age "apparent" : Suite à un événement thermique (tel qu'un épisode métamorphique), le système peut s'ouvrir, facilitant alors la diffusion des éléments géochimiques. Les concentrations en Rb et Sr sont alors perturbées et l'âge obtenu n'est plus un âge "absolu" mais un âge "apparent".


c - Isochrones sur roches totales et sur minéraux (fig.3)


Si on imagine que au cours du temps un événement thermique, (suite à un événement thermique, tel qu'un épisode métamorphique), un élément géochimique s'est moyennement déplacé sur une distance d (fig.3), les petits systèmes (tels que les minéraux A) seront ouverts plus intensément que les grands systèmes (tels que l'échantillon de taille B dont seule la pellicule extérieure aura changé de composition. (Les parties grisées représentent le matériel qui a échangé avec l'extérieur du système. Si cette frange ouverte est d'un volume faible par rapport au reste de l'échantillon, on considère que celui-ci n'a pas été affecté par la perturbation thermique. L'isochrone obtenue sur roches totales permet d'obtenir un âge "absolu", alors que l'isochrone tracée à partir des analyses de minéraux (isochrone sur minéraux), permet d'estimer un age "apparent".

Supposons 4 roches (1-2-3-4) cogénétiques, caractérisées par des rapports 87Rb/86r différents et par un rapport initial (87Sr/86Sr)0 identique (fig.4). Tant que le système reste clos, l'augmentation du rapport 87Sr/86Sr des roches est fonction du temps et permet d'obtenir une isochrone sur roche totale correspondant à l'âge absolu du système.

Dans la roche 2 ont cristallisé des plagioclases (Pl2) et des biotites (Bi2). Lors de la cristallisation de ce magma au temps t = 0, magmas et minéraux ont le même rapport initial (87Sr/86Sr)0.

Lors d'un événement thermique (tm), daté par l'isochrone sur roches totales tm le 87Sr radiogénique est mis en mouvement. Les minéraux, plagioclases et biotite, échangent leurs isotopes et leurs rapports isotopiques (87Sr/86Sr)tm s'équilibrent avec celui de la valeur 87Sr/86Sr de la roche 2 au moment de l'événement thermique tm. Graphiquement, l'isochrone des minéraux bascule lors de l'événement thermique autour du point représentatif de la roche totale de façon à acquérir une pente nulle (tm). Il y a homogénéisation isotopique. Quand l'événement thermique est terminé, les minéraux (Pl2, Bi2) et la roche 2 se mettront à vieillir selon l'équation (9) et dessineront une isochrone sur minéraux.

En conséquence, une isochrone sur roche totale correspond à la fermeture d'un système magmatique correspondant à la première cristallisation et la mise en place du magma. Une isochrone sur minéraux signe un événement thermique. Dans ce cas le rapport 87Sr/86Sr n'a pas de signification car il dépend du rapport 87Rb/86Sr de la roche totale correspondante.


2 - Méthodes Uranium - Thorium - Plomb
a - Méthodes des isochrones U - Th - Pb


Le plomb (Pb82) possède 4 isotopes stables :

204Pb : non radiogénique

206Pb - 207Pb et 208Pb, isotopes radiogéniques qui sont les produits de 3 chaînes radioactives naturelles (radioactivité b)

(10) 238U92 ---------------> 206Pb 82 + 8 4He    l = 1,55.10 -10

T = 4,47 Ga

(11) 235U92 -------------------> 207Pb + 7 4He    l'= 9,85.10 -10

T = 0,704 Ga

(12) 232Th90 --------------> 208Pb + 6 4He    l" = 4,95.10 -10

T = 14 Ga

Pour chacune des chaînes, l'équation radiochronologique (6) peut être appliquée :

(10) -----> 206Pb = 238 U (e lt - 1) + (206Pb )0

(11) -----> 207Pb = 235 U (e l't- 1) + (207Pb )0

(12) -----> 208Pb = 232 Th (e l"t - 1) + (208Pb )0

Dans les trois équations (10) - (11) - (12), les teneurs initiales en éléments radiogéniques (206Pb )0 - (207Pb )0 - (208Pb )0 sont inconnues. L'isotope stable du plomb, non radiogénique (204Pb) sera utilisé comme référence ; les équations chronométriques pour chacun des couples sont alors :

Il est donc possible, comme dans le cas de la méthode Rb - Sr, de tracer des isochrones dans des diagrammes :

206Pb/204Pb - 238U/204Pb (équation 13 - isochrone I)

207Pb/204Pb - 235U/204Pb (équation 14 - isochrone II)

208Pb/204Pb - 232Th/204Pb (équation 15 - isochrone III)

L'avantage de cette méthode est donc de pouvoir estimer l'âge d'un système par le tracé de 3 isochrones différentes. Les âges obtenus par ces trois isochrones peuvent être comparés ; soit, ils sont sensiblement identiques et l'on peut alors estimer que ces âges concordants sont des âges "absolus", soit ils présentent des différences sensibles, ce qui suggère que certains âges obtenus peuvent être des âges discordants "apparents"

Une difficulté de cette méthode résulte du fait que l'uranium est un élément naturel mobile, sensible aux altérations de surface, ce qui amène un lessivage de ce dernier. Les points expérimentaux peuvent alors ne pas être bien alignés dans les diagrammes et une certaine incertitude existe sur le tracé des isochrones et les âges estimés peuvent être relativement certains. Dans ce cas, une méthode (la méthode Pb - Pb) peut permettre de contourner cette difficulté en ignorant la concentration en uranium des échantillons.

b - Méthode 207Pb - 206Pb
Les équations (13) et (14) peuvent s'écrire ainsi :


 

Si nous divisons les 2 équations (17) et (16) membres à membre nous obtenons l'équation (18) :

Le rapport 235U/238U est une constante et égal à 1/137,88 . Cette valeur peut être rapportée dans l'équation (18) et le dosage de l'uranium devient alors inutile ; l'équation (18) s'écrit alors :

Cette équation permet dans un diagramme 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb de définir une isochrone (fig.5) de pente 1/137,88 :

Par cette méthode, l'âge d'un système est déterminé à partir des rapports isotopiques du Plomb. Il n'y a pas contre pas de possibilités de connaître les rapports isotopiques initiaux (207Pb/204Pb)0 et (206Pb/204Pb)0 .

C'est par cette méthode Pb - Pb que fut déterminé la première fois en 1955 l'âge de la Terre par Patterson, Tilton et Inghram (fig.6).

 

Fig. 6 : âge de la Terre défini par des météorites, des sédiments océaniques actuels,
des galènes récentes (d'après Murphy et Patterson, 1962) selon la méthode Pb-Pb
  La connaissance des rapports isotopiques initiaux y0 = (207Pb/204Pb)0 et X0 = (206Pb/204Pb)0 est obtenue sur la troïlite (sulfure de Fe, FeS) d'une météorite ferreuse (météorite de Canyon Diablo) (X0 = 9,3066 ; Y0 = 10,293). De telles météorites sont supposées provenir du système solaire, d'âge comparable à la Terre.

La composition actuelle des rapports isotopiques du plomb ont été déterminés par des analyses de météorites ferreuses et chondritiques, des galènes récentes, des sédiments océaniques actuels (argiles rouges des fonds océaniques) et des basaltes récents.

Toutes ces formations s'alignent sur une isochrone (fig.6) dont la pente donne l'âge de la Terre : 4,55 milliards d'années ± 70 millions d'années.

c - Méthode U - Pb appliquée aux systèmes enrichis
Dans l'équation (6) :

Si l'élément fils radiogénique (F) produit par la désintégration de l'élément père radioactif père (P) est en grande quantité par rapport à la quantité initiale de l'élément fils (F0), alors ce dernier peut être négligé dans l'équation chronométrique (6). Autrement dit, si la quantité initiale d'éléments fils F0 est faible par rapport à F (F0 << F), l'équation chronométrique (6) se transpose en l'équation (4) :

Ceci nécessite des mesures sur des systèmes possédant des teneurs élevées en éléments radioactifs pères, de façon que la quantité d'éléments radiogéniques (F) soit forte vis à vis de la quantité d'éléments fils initiaux (F0) (F0<< F).

Dans le cas des systèmes uranium-plomb, il est donc nécessaire que les quantités d'atomes pères 238U et 235U soient élevées de telle sorte que les quantités d'atomes fils radiogéniques produits 206Pb et 207Pb soient fortes en regard des éléments fils initiaux (206Pb)0 et (207Pb)0potentiellement présents au départ.

Dans le cas des systèmes uranium - plomb, les systèmes enrichis en 238U et 235U sont représentés dans les roches magmatiques par des minéraux riches en U. Le plus courant d'entre-eux est un minéral toujours présent, bien qu'en faible quantité : le zircon (ZrSiO4). Peuvent être également utilisés des monazites ou des minerais d'uranium.

Les équations chronométriques des systèmes enrichis des systèmes U - Pb s'écrivent :

(10) -----> (19 ) 206Pb = 238U (e lt - 1)

(11) ------> (21) 207Pb = 235U (e l't - 1)

Nous pouvons à partir des équations 19 et 21 écrire :

Les âges calculés par les équations (20) et (22) peuvent être discutés dans un diagramme (y - x) 206Pb/238U en y - 207Pb/235U en x (fig.7) appelé diagramme concordia.

La courbe concordia est la courbe de coordonnées paramétriques y/x. C'est le lieu des points dont l'ordonnées et l'abscisse donnent des âges identiques par chacune des méthodes U-Pb. Tout minéral donnant le même âge par les équations chronométriques (19) et (21) se situe sur cette courbe. Tout minéral situé sur la concordia donne l'âge de cristallisation du minéral, donc du magma.

Lorsque les âges obtenus par les deux méthodes ne sont pas concordants, les points représentatifs se placent en dehors de la concordia et sont souvent alignés selon une courbe (parfois même une droite) qui définit la discordia. Cela signifie alors qu'il y a eu ouverture du système avec perte de plomb. L'intersection supérieure de la discordia avec le concordia permet d'obtenir l'âge de la fermeture du système (cristallisation du magma). L'intersection inférieure de la discordia avec la concordia date l'ouverture du système (suite par exemple à événement thermique, telle une phase de métamorphisme).
 
 


Fig.7 : diagramme concordia pour deux populations
de zircons ; les zircons de l'échantillons g1, tous concordants, attribuent
un âge de 2,25 milliards d'années à ce granite ; les zircons de l'échantillon g2 situés
sur une discordia ont été formés en T, il y a 2,0 milliards d'années (cristallisation du
magma) et ont subi un évènement thermique (épisode métamorphique) en T1, il y a
620 milliions d'années

d - conclusion sur les méthodes U - Th - Pb


Les longues périodes de désintégration des éléments pères (238U - 235U - 232Th) permettent d'utiliser ces méthodes pour dater des événements très anciens (plusieurs milliards d'années à plusieurs centaines de millions d'années).

Les méthodes U - Th - Pb ont de nombreux avantages. En particulier, elles possèdent le pouvoir de dater des événements géologiques par plusieurs équations chronométriques, permettant de juger de la validité des âges obtenus (concordants ou discordants) et grâce à la méthodologie des "systèmes enrichis" connaître l'âge réel (âge "absolu") de cristallisation du magma et de son ouverture éventuelle (âge "apparent").


3 - Méthode Potassium - Argon
a - principe de la méthode


Le potassium (K19) possède 3 isotopes naturels :

39K : 93,08%

40K : 0,0119%

41K : 6,91%

Le 40K est radioactif et se désintègre en 2 produits radiogéniques selon 2 mécanismes :


MXZ + e ----> MX'Z-1

40K + e -----> 40Ar18 (constante de désintégration lk = 0,581 . 10-10 an-1)


MXZ -----> MX'Z+1 + e

40K ------> 40Ca20 + e (lb = 4,962 . 10-10 an-1)

La constante de désintégration est donc : l = lk + lb = 5,543 . 10-10 an-1.

Seul le couple 40K ---> 40Ar est utilisé en géochronologie car le 40Ca radiogénique est trop peu abondant par rapport au 40Ca normal.

b - Equation chronométrique
Nous pouvons utiliser l'équation chronométrique (4) :

soit :

Dans cette équation, contrairement à l'équation géochronologique (6) la plus courante la quantité d'élément fils initial (F)0, c'est à dire la quantité d'argon (40Ar)0 est ignoré. Cette approche est possible dans la mesure où l'argon étant un gaz n'est pas retenu dans le réseau cristallin lors d'une cristallisation à haute température.

L'application de l'équation chronométrique (5) :

doit être adaptée à la double désintégration du potassium.

En effet les produits fils radiogéniques provenant de la désintégration de 40K sont le 40Ar et le 40Ca : la somme des éléments fils radiogéniques est donc :

S Fils = 40Ar + 40Ca

Le rapport d'abondance (R) de ces deux isotopes radiogéniques est égal au rapport de leurs constantes de désintégration (lk et lb). On peut donc écrire :

La somme des produits fils peut s'écrire :

S Fils = 40Ar + 40Ca

sachant que :

L'équation chronométrique (5) s'exprime en remplaçant F par sa valeur :

Cette équation permet donc de dater directement une roche ou un minéral par les mesures de 40K et 40K.

c - limites et contraintes e la méthode géochronologique K - Ar.
La méthode potassium - argon permet, en principe, par application de l'équation géochronologique (23), de dater des événements de quelques milliards d'années à plusieurs milliers d'années. Cette large gamme en fait une méthode très utilisée. Mais le fait que l'argon soit un gaz implique quelques limites et contraintes à son usage.
1 - Contamination par l'argon atmosphérique.
Dans toutes les mesures d'argon, il y a contamination par de l'argon atmosphérique (0,93% en volume dans l'air). Une correction de la mesure d'argon s'impose, pour estimer la valeur de l'argon radiogénique. Or l'argon possède 3 isotopes :

36Ar = 0,337 %

38Ar = 0,063 %

40Ar = 99,6 %

Connaissant le rapport 40Ar/36Ar = 295,55 de l'argon atmosphérique, il est possible en dosant dans l'échantillon les teneurs en 40Ar et 36Ar et ainsi d'estimer le rapport 40Ar/36Ar de l'échantillon et de déduire la quantité de 40Ar radiogénique.

2 - Excès ou pertes d'argon.
Il n'y a dans l'équation chronométrique (23), aucun terme ne se référant à l'élément fils initial (F0 = Ar0). On considère donc que l'40Ar dosé dans les minéraux (ou la roche) est, après correction de la contamination atmosphérique éventuelle, en totalité de l' 40Ar radiogénique qui provient de la désintégration in situ du 40K. Ce postulat est établi dans la mesure où il est possible de considérer que lors de la cristallisation d'un minéral (ou de la roche), l'argon qui est un gaz n'est pas retenu dans le réseau cristallin (ou le magma). De même, il est nécessaire qu'après la cristallisation, et bien que l'argon soit un gaz, il n'y ait pas eu départ d'argon radiogénique. En conséquence, la méthode implique que la roche étudiée (ou les minéraux) n'ont ni conservé de l'argon initial (excès d'argon ), ni au contraire perdu de l'argon (perte d'argon ). Ces deux postulats sont loin d'être vérifiés.

--- Pertes d'argon : l'argon étant un gaz, peut être volatile et l'argon radiogénique mesuré est alors mesuré par défaut. Les âges apparents obtenus sont alors trop jeunes. Ces pertes d'argon peuvent être dues :

* à l'adsorption de l'argon à la surface des cristaux et à son élimination aisée ultérieurement

* à une élévation de température (métamorphisme) qui favorise l'élimination par diffusion de l'argon qui, jusqu'alors était retenu à l'intérieur du réseau cristallin.

* à la recristallisation du minéral (épisode métamorphique) qui libère totalement l'argon par modification du réseau cristallin.

Certains minéraux ne perdent pas facilement leur argon (micas, amphiboles, sanidine, pyroxènes) et sont plus particulièrement utilisés comme géochronomètres. D'autres au contraire, tels que les feldspaths potassiques de type orthose ou microcline, ont une tendance à perdre plus aisément leur argon radiogénique.

--- Excès d'argon : L'excès d'argon a pour conséquence de fournir des âges trop vieux. Les causes en sont multiples, parfois obscures. Citons comme causes possibles :

* héritage de 40Ar initial (40Ar)0. C'est le cas des magmas qui peuvent ne peuvent pas être totalement dégazés lors de leur cristallisation

* 40Ar hérité lors de transferts gazeux associés à des épisodes métamorphiques.

* 40Ar perdu par certains minéraux et piégé par d'autres minéraux.

La méthode potassium - argon est une méthode très utilisée en géochronologie, mais demande beaucoup d'attention.

Elle permet de calculer, en principe, un âge sur une seule mesure (roche totale ou minéraux), à condition que le système soit resté clos et qu'il n'y ait eu ni pertes ni excès d'argon, ce qui est difficilement vérifiable d'une façon directe. La validité des âges mesurés (âges absolus ou âges apparents) peut être vérifiée en effectuant des datations K - Ar sur roches totales et sur minéraux séparés. Les résultats peuvent être reportés dans un diagramme 40Ar/40K et d'après l'équation

définir une isochrone de pente (elt - 1).

La méthode potassium - argon s'applique à des âges anciens (plusieurs centaines de millions d'années), jusqu'à des âges plus récents (quelques centaines de milliers d'années).


4 - Méthode du Carbone 14 (14C).
Le carbone (C6) possède 3 isotropes :

12C (98,892%)

13C (1,108%)

14C (en quantité infime)

Le 14C est produit dans la haute atmosphère par réaction de neutrons cosmiques avec l'azote ; au cours de cette réaction, l'azote et les neutrons qui interagissent produisent le 14C et un proton ; soit la réaction :

(24) 14N7 + n --------> 14C6 + p

Le 14C, radioactif se désintègre par radioactivité b en redonnant du 14N selon la réaction :

(25) 14C6 ------> 14N7 + b        l = 1,21.10-4.an-1 (T = 5730 ans)

Cette désintégration suit la loi :

soit : 14C = 14C0.e-lt .

ou en se référant à l'isotope stable 12C du carbone :

Le 14C est formé constamment dans l'atmosphère et est incorporé dans les molécules de CO2 et est introduit de cette façon dans le cycle du carbone. Le 14C, au même titre que le 12C (stable), est alors fixé dans les végétaux ou animaux. Le rapport (14C/12C)0dans l'atmosphère est une constante et est connu. Tous les êtres vivants ont ainsi un rapport (14C/12C)0constant. Pour un être vivant, l'instant t0 coïncide avec sa mort, dès lors qu'il n'y a plus d'échanges avec le CO2 atmosphérique.

On peut voir selon l'équation (26) que connaissant (14C/12C)0 et mesurant 14C/12C, on peut calculer l'âge de la mort de l'organisme.

La méthode de datation par le 14C s'applique tant en archéologie, qu'en paléontologie (datations d'ossements), sédimentation (datation des carbonates et mesure des vitesses de sédimentation), volcanologie (datation de bois carbonisés sous les coulées de laves), étude des météorites (détermination de l'âge de leur chute sur terre). Etant donné la courte période de désintégration du 14C, cette méthode n'est applicable qu'à la datation de matériaux très récents, ne dépassant pas 50 000 ans. C'est une méthode destinée à dater des événements de l'ère quaternaire.
 
 

ORIENTATION BIBLIOGRAPHIQUE















Albarède Francis (2001). - La géochimie190 p. (éditions Gordon and Breach, collection Géosciences).

Vidal Philippe. ( 1994). - Géochimie, 190 p. (éditions Dunod).