Datation radiométrique -Radiometric dating

La datation radiométrique , la datation radioactive ou la datation radio- isotopique est une technique qui est utilisée pour dater des matériaux tels que les roches ou le carbone , dans lesquels des traces d' impuretés radioactives ont été sélectivement incorporées lors de leur formation. La méthode compare l'abondance d'un isotope radioactif naturel dans le matériau à l'abondance de ses produits de désintégration , qui se forment à un taux de désintégration constant connu. L'utilisation de la datation radiométrique a été publiée pour la première fois en 1907 par Bertram Boltwood et est maintenant la principale source d'informations sur l' âge absolu des roches et d'autres caractéristiques géologiques , y compris l'âge des formes de vie fossilisées ou l' âge de la Terre elle-même, et peut également être utilisé à ce jour une large gamme de matériaux naturels et artificiels .

Avec les principes stratigraphiques , les méthodes de datation radiométrique sont utilisées en géochronologie pour établir l' échelle des temps géologiques . Parmi les techniques les plus connues figurent la datation au radiocarbone , la datation potassium-argon et la datation uranium-plomb . En permettant l'établissement d'échelles de temps géologiques, il fournit une source importante d'informations sur les âges des fossiles et les taux de changement évolutif déduits . La datation radiométrique est également utilisée pour dater les matériaux archéologiques , y compris les artefacts anciens.

Différentes méthodes de datation radiométrique varient dans l'échelle de temps sur laquelle elles sont précises et les matériaux auxquels elles peuvent être appliquées.

Fondamentaux

Désintégration radioactive

Exemple de chaîne de désintégration radioactive du plomb-212 ( 212 Pb) au plomb-208 ( 208 Pb) . Chaque nucléide parent se désintègre spontanément en un nucléide fils (le produit de désintégration ) via une désintégration α ou une désintégration β . Le produit de désintégration final, le plomb-208 ( 208 Pb), est stable et ne peut plus subir de désintégration radioactive spontanée.

Toute matière ordinaire est composée de combinaisons d' éléments chimiques , chacun avec son propre numéro atomique , indiquant le nombre de protons dans le noyau atomique . De plus, des éléments peuvent exister dans différents isotopes , chaque isotope d'un élément différant par le nombre de neutrons dans le noyau. Un isotope particulier d'un élément particulier est appelé un nucléide . Certains nucléides sont intrinsèquement instables. Autrement dit, à un moment donné, un atome d'un tel nucléide subira une désintégration radioactive et se transformera spontanément en un nucléide différent. Cette transformation peut être accomplie de différentes manières, y compris la désintégration alpha (émission de particules alpha ) et la désintégration bêta ( émission d' électrons , émission de positrons ou capture d'électrons ). Une autre possibilité est la fission spontanée en deux nucléides ou plus.

Alors que le moment auquel un noyau particulier se désintègre est imprévisible, une collection d'atomes d'un nucléide radioactif se désintègre de manière exponentielle à un rythme décrit par un paramètre connu sous le nom de demi-vie , généralement exprimé en unités d'années lors de l'examen des techniques de datation. Après qu'une demi-vie se soit écoulée, la moitié des atomes du nucléide en question se sera désintégrée en un nucléide "fille" ou un produit de désintégration . Dans de nombreux cas, le nucléide fils lui-même est radioactif, ce qui entraîne une chaîne de désintégration , se terminant finalement par la formation d'un nucléide fils stable (non radioactif); chaque étape d'une telle chaîne est caractérisée par une demi-vie distincte. Dans ces cas, la demi-vie d'intérêt pour la datation radiométrique est généralement la plus longue de la chaîne, ce qui est le facteur limitant la vitesse de transformation ultime du nucléide radioactif en sa fille stable. Les systèmes isotopiques qui ont été exploités pour la datation radiométrique ont des demi-vies allant de seulement environ 10 ans (par exemple, le tritium ) à plus de 100 milliards d'années (par exemple, le samarium-147 ).

Pour la plupart des nucléides radioactifs, la demi-vie dépend uniquement des propriétés nucléaires et est essentiellement constante. Ceci est connu car les constantes de décroissance mesurées par différentes techniques donnent des valeurs cohérentes dans les erreurs analytiques et les âges des mêmes matériaux sont cohérents d'une méthode à l'autre. Il n'est pas affecté par des facteurs externes tels que la température , la pression , l'environnement chimique ou la présence d'un champ magnétique ou électrique . Les seules exceptions sont les nucléides qui se désintègrent par le processus de capture d'électrons, tels que le béryllium-7 , le strontium-85 et le zirconium-89 , dont le taux de désintégration peut être affecté par la densité électronique locale. Pour tous les autres nucléides, la proportion du nucléide d'origine par rapport à ses produits de désintégration change de manière prévisible à mesure que le nucléide d'origine se désintègre au fil du temps.

Cette prévisibilité permet d'utiliser les abondances relatives de nucléides apparentés comme une horloge pour mesurer le temps écoulé entre l'incorporation des nucléides d'origine dans un matériau et le présent. La nature nous a commodément fourni des nucléides radioactifs qui ont des demi-vies allant de considérablement plus longues que l' âge de l'univers à moins d'une zeptoseconde . Cela permet de mesurer une très large gamme d'âges. Les isotopes à très longue demi-vie sont appelés « isotopes stables » et les isotopes à très courte demi-vie sont appelés « isotopes éteints ».

Décroissance constante détermination

La constante de désintégration radioactive, la probabilité qu'un atome se désintègre chaque année, est la base solide de la mesure commune de la radioactivité. L'exactitude et la précision de la détermination d'un âge (et de la demi-vie d'un nucléide) dépendent de l'exactitude et de la précision de la mesure de la constante de désintégration. La méthode de croissance est un moyen de mesurer la constante de désintégration d'un système, qui implique l'accumulation de nucléides filles. Malheureusement pour les nucléides avec des constantes de désintégration élevées (qui sont utiles pour dater des échantillons très anciens), de longues périodes de temps (décennies) sont nécessaires pour accumuler suffisamment de produits de désintégration dans un seul échantillon pour les mesurer avec précision. Une méthode plus rapide consiste à utiliser des compteurs de particules pour déterminer l'activité alpha, bêta ou gamma, puis à la diviser par le nombre de nucléides radioactifs. Cependant, il est difficile et coûteux de déterminer avec précision le nombre de nucléides radioactifs. Alternativement, les constantes de désintégration peuvent être déterminées en comparant les données isotopiques pour les roches d'âge connu. Cette méthode nécessite qu'au moins un des systèmes isotopiques soit calibré très précisément, comme le système Pb-Pb .

Précision de la datation radiométrique

Spectromètre de masse à ionisation thermique utilisé dans la datation radiométrique.

L'équation de base de la datation radiométrique exige que ni le nucléide parent ni le produit de filiation ne puissent entrer ou sortir du matériau après sa formation. Les effets de confusion possibles de la contamination des isotopes parents et fils doivent être pris en compte, de même que les effets de toute perte ou gain de ces isotopes depuis la création de l'échantillon. Il est donc essentiel d'avoir le plus d'informations possible sur le matériel à dater et de vérifier d'éventuels signes d' altération . La précision est améliorée si les mesures sont prises sur plusieurs échantillons provenant de différents emplacements du corps rocheux. Alternativement, si plusieurs minéraux différents peuvent être datés du même échantillon et sont supposés avoir été formés par le même événement et étaient en équilibre avec le réservoir lors de leur formation, ils devraient former un isochrone . Cela peut réduire le problème de contamination . Dans la datation uranium-plomb , le diagramme de concordia est utilisé, ce qui diminue également le problème de la perte de nucléides. Enfin, une corrélation entre différentes méthodes de datation isotopique peut être nécessaire pour confirmer l'âge d'un échantillon. Par exemple, l'âge des gneiss d'Amitsoq de l'ouest du Groenland a été déterminé à 3,60 ± 0,05 Ga (il y a des milliards d'années) en utilisant la datation uranium-plomb et à 3,56 ± 0,10 Ga (il y a des milliards d'années) en utilisant la datation plomb-plomb, résultats qui sont cohérents avec l'un l'autre.

Une datation radiométrique précise exige généralement que le parent ait une demi-vie suffisamment longue pour qu'il soit présent en quantités significatives au moment de la mesure (sauf comme décrit ci-dessous sous « Datation avec des radionucléides éteints à courte durée de vie »), la demi-vie de le parent est connu avec précision et une quantité suffisante de produit de filiation est produite pour être mesurée avec précision et distinguée de la quantité initiale de produit de filiation présente dans le matériau. Les procédures utilisées pour isoler et analyser les nucléides parents et fils doivent être précises et exactes. Cela implique normalement la spectrométrie de masse à rapport isotopique .

La précision d'une méthode de datation dépend en partie de la demi-vie de l'isotope radioactif impliqué. Par exemple, le carbone 14 a une demi-vie de 5 730 ans. Après qu'un organisme est mort depuis 60 000 ans, il reste si peu de carbone 14 qu'une datation précise ne peut être établie. D'autre part, la concentration de carbone 14 diminue si fortement que l'âge de restes relativement jeunes peut être déterminé avec précision à quelques décennies près.

Température de fermeture

La température de fermeture ou température de blocage représente la température en dessous de laquelle le minéral est un système fermé pour les isotopes étudiés. Si un matériau qui rejette sélectivement le nucléide fils est chauffé au-dessus de cette température, tous les nucléides fils qui se sont accumulés au fil du temps seront perdus par diffusion , réinitialisant « l'horloge » isotopique à zéro. Au fur et à mesure que le minéral refroidit, la structure cristalline commence à se former et la diffusion des isotopes est moins facile. À une certaine température, la structure cristalline s'est suffisamment formée pour empêcher la diffusion des isotopes. Ainsi, une roche ou un magma igné ou métamorphique, qui se refroidit lentement, ne commence pas à présenter une décroissance radioactive mesurable jusqu'à ce qu'il refroidisse en dessous de la température de fermeture. L'âge que l'on peut calculer par datation radiométrique est donc le moment auquel la roche ou le minéral s'est refroidi jusqu'à la température de fermeture. Cette température varie pour chaque système minéral et isotopique, de sorte qu'un système peut être fermé pour un minéral mais ouvert pour un autre. La datation de différents minéraux et/ou systèmes isotopiques (avec des températures de fermeture différentes) au sein d'une même roche peut donc permettre de suivre l'histoire thermique de la roche en question dans le temps, et ainsi l'histoire des événements métamorphiques peut être connue en détail. Ces températures sont déterminées expérimentalement en laboratoire en réinitialisant artificiellement les échantillons de minéraux à l'aide d'un four à haute température. Ce domaine est connu sous le nom de thermochronologie ou thermochronométrie.

L'équation de l'âge

Isochrones Lu-Hf tracées d'échantillons de météorite. L'âge est calculé à partir de la pente de l'isochrone (ligne) et de la composition originale à partir de l'interception de l'isochrone avec l'axe y.

L'expression mathématique qui relie la désintégration radioactive au temps géologique est

* = 0 + N ( t ) ( e λt - 1)

  • t est l'âge de l'échantillon,
  • D * est le nombre d'atomes de l'isotope fils radiogénique dans l'échantillon,
  • D 0 est le nombre d'atomes de l'isotope fils dans la composition originale ou initiale,
  • N ( t ) est le nombre d'atomes de l'isotope parent dans l'échantillon au temps t (le présent), donné par N ( t ) = N 0 e λt , et
  • λ est la constante de désintégration de l'isotope parent, égale à l'inverse de la demi-vie radioactive de l'isotope parent multipliée par le logarithme naturel de 2.

L'équation est plus commodément exprimée en termes de quantité mesurée N ( t ) plutôt qu'en valeur initiale constante N o .

Pour calculer l'âge, on suppose que le système est fermé (aucun isotope parent ou fils n'a été perdu du système), D 0 doit être négligeable ou peut être estimé avec précision, λ est connu avec une grande précision, et on a une précision et des mesures précises de D* et N ( t ).

L'équation ci-dessus utilise des informations sur la composition des isotopes parents et fils au moment où le matériau testé est refroidi en dessous de sa température de fermeture . Ceci est bien établi pour la plupart des systèmes isotopiques. Cependant, la construction d'un isochrone ne nécessite pas d'informations sur les compositions d'origine, en utilisant simplement les rapports actuels des isotopes parents et filles à un isotope standard. Un graphique isochrone est utilisé pour résoudre graphiquement l'équation d'âge et calculer l'âge de l'échantillon et la composition d'origine.

Méthodes de rencontres modernes

La datation radiométrique est pratiquée depuis 1905 lorsqu'elle a été inventée par Ernest Rutherford comme méthode permettant de déterminer l' âge de la Terre . Au cours du siècle qui a suivi, les techniques ont été grandement améliorées et élargies. La datation peut maintenant être effectuée sur des échantillons aussi petits qu'un nanogramme à l'aide d'un spectromètre de masse . Le spectromètre de masse a été inventé dans les années 1940 et a commencé à être utilisé dans les datations radiométriques dans les années 1950. Il fonctionne en générant un faisceau d' atomes ionisés à partir de l'échantillon testé. Les ions traversent alors un champ magnétique, qui les dévie dans différents capteurs de prélèvement, appelés « coupes de Faraday », en fonction de leur masse et de leur niveau d'ionisation. Lors de l'impact dans les coupelles, les ions créent un courant très faible qui peut être mesuré pour déterminer le taux d'impacts et les concentrations relatives des différents atomes dans les faisceaux.

Méthode de datation uranium-plomb

Un diagramme concordia tel qu'utilisé dans la datation uranium-plomb , avec des données de la ceinture de Pfunze , Zimbabwe . Tous les échantillons montrent une perte d'isotopes du plomb, mais l'intersection de l'errorchron (ligne droite passant par les points d'échantillonnage) et de la concordia (courbe) montre l'âge correct de la roche.

La datation radiométrique uranium-plomb consiste à utiliser l'uranium-235 ou l'uranium-238 pour dater l'âge absolu d'une substance. Ce schéma a été affiné au point que la marge d'erreur dans les dates des roches peut être aussi faible que moins de deux millions d'années en deux milliards et demi d'années. Une marge d'erreur de 2 à 5% a été atteinte sur les roches mésozoïques plus jeunes.

La datation uranium-plomb est souvent réalisée sur le minéral zircon (ZrSiO 4 ), bien qu'elle puisse être utilisée sur d'autres matériaux, comme la baddeleyite et la monazite (voir : géochronologie de la monazite ). Le zircon et la baddeleyite incorporent des atomes d'uranium dans leur structure cristalline comme substituts du zirconium , mais rejettent fortement le plomb. Le zircon a une température de fermeture très élevée, résiste aux intempéries mécaniques et est très inerte chimiquement. Le zircon forme également plusieurs couches cristallines lors d'événements métamorphiques, chacune pouvant enregistrer un âge isotopique de l'événement. L' analyse par micro-faisceau in situ peut être réalisée via des techniques laser ICP-MS ou SIMS .

L'un de ses grands avantages est que tout échantillon fournit deux horloges, l'une basée sur la désintégration de l'uranium 235 en plomb 207 avec une demi-vie d'environ 700 millions d'années, et l'autre basée sur la désintégration de l'uranium 238 en plomb 206 avec une demi-vie. -durée de vie d'environ 4,5 milliards d'années, fournissant une contre-vérification intégrée qui permet une détermination précise de l'âge de l'échantillon même si une partie du plomb a été perdue. Cela peut être vu dans le diagramme concordia, où les échantillons tracent le long d'un errorchron (ligne droite) qui coupe la courbe concordia à l'âge de l'échantillon.

Méthode de datation samarium-néodyme

Cela implique la désintégration alpha du 147 Sm en 143 Nd avec une demi-vie de 1,06 x 10 11 ans. Des niveaux de précision de moins de vingt millions d'années à des âges de deux milliards et demi d'années sont réalisables.

Méthode de datation potassium-argon

Cela implique la capture d'électrons ou la désintégration des positrons du potassium-40 en argon-40. Le potassium 40 a une demi-vie de 1,3 milliard d'années, cette méthode est donc applicable aux roches les plus anciennes. Le potassium 40 radioactif est courant dans les micas , les feldspaths et les hornblendes , bien que la température de fermeture soit assez basse dans ces matériaux, environ 350 °C (mica) à 500 °C (hornblende).

Méthode de datation rubidium-strontium

Ceci est basé sur la désintégration bêta du rubidium-87 en strontium-87 , avec une demi-vie de 50 milliards d'années. Ce schéma est utilisé pour dater d'anciennes roches ignées et métamorphiques , et a également été utilisé pour dater des échantillons lunaires . Les températures de fermeture sont si élevées qu'elles ne sont pas préoccupantes. La datation rubidium-strontium n'est pas aussi précise que la méthode uranium-plomb, avec des erreurs de 30 à 50 millions d'années pour un échantillon vieux de 3 milliards d'années. L'application de l'analyse in situ (Laser-Ablation ICP-MS) au sein de grains minéraux uniques dans les failles a montré que la méthode Rb-Sr peut être utilisée pour déchiffrer les épisodes de mouvement de faille.

Méthode de datation uranium-thorium

Une technique de datation relativement courte est basée sur la désintégration de l'uranium-234 en thorium-230, une substance ayant une demi-vie d'environ 80 000 ans. Il est accompagné d'un processus frère, dans lequel l'uranium-235 se désintègre en protactinium-231, qui a une demi-vie de 32 760 ans.

Alors que l'uranium est soluble dans l'eau, le thorium et le protactinium ne le sont pas, et ils sont donc sélectivement précipités dans les sédiments du fond océanique , à partir desquels leurs rapports sont mesurés. Le schéma a une portée de plusieurs centaines de milliers d'années. Une méthode connexe est la datation ionium-thorium , qui mesure le rapport de l' ionium (thorium-230) au thorium-232 dans les sédiments océaniques .

Méthode de datation au radiocarbone

Les pierres d'Ale à Kåseberga, à environ dix kilomètres au sud-est d' Ystad , en Suède , ont été datées de 56 CE en utilisant la méthode au carbone 14 sur la matière organique trouvée sur le site.

La datation au radiocarbone est aussi simplement appelée datation au carbone 14. Le carbone 14 est un isotope radioactif du carbone, avec une demi-vie de 5 730 ans (ce qui est très court par rapport aux isotopes ci-dessus), et se désintègre en azote. Dans d'autres méthodes de datation radiométrique, les isotopes parents lourds ont été produits par nucléosynthèse dans les supernovas, ce qui signifie que tout isotope parent avec une demi-vie courte devrait être éteint à ce jour. Le carbone 14, cependant, est continuellement créé par des collisions de neutrons générés par les rayons cosmiques avec de l'azote dans la haute atmosphère et reste donc à un niveau presque constant sur Terre. Le carbone 14 se retrouve à l'état de trace dans le dioxyde de carbone atmosphérique (CO 2 ).

Une forme de vie à base de carbone acquiert du carbone au cours de sa vie. Les plantes l'acquièrent par la photosynthèse et les animaux l'acquièrent par la consommation de plantes et d'autres animaux. Lorsqu'un organisme meurt, il cesse d'absorber du nouveau carbone 14 et l'isotope existant se désintègre avec une demi-vie caractéristique (5730 ans). La proportion de carbone 14 restant lorsque les restes de l'organisme sont examinés fournit une indication du temps écoulé depuis sa mort. Cela fait du carbone 14 une méthode de datation idéale pour dater l'âge des os ou des restes d'un organisme. La limite de datation au carbone 14 se situe autour de 58 000 à 62 000 ans.

Le taux de création de carbone 14 semble être à peu près constant, car les recoupements de la datation au carbone 14 avec d'autres méthodes de datation montrent qu'il donne des résultats cohérents. Cependant, les éruptions locales de volcans ou d'autres événements qui dégagent de grandes quantités de dioxyde de carbone peuvent réduire les concentrations locales de carbone 14 et donner des dates inexactes. Les rejets de dioxyde de carbone dans la biosphère à la suite de l'industrialisation ont également fait baisser la proportion de carbone 14 de quelques pour cent ; à l'inverse, la quantité de carbone 14 a été augmentée par les essais de bombes nucléaires en surface qui ont été menés au début des années 1960. De plus, une augmentation du vent solaire ou du champ magnétique terrestre au-dessus de la valeur actuelle réduirait la quantité de carbone 14 créée dans l'atmosphère.

Méthode de datation des traces de fission

Les cristaux d' apatite sont largement utilisés dans la datation des traces de fission.

Cela implique l'inspection d'une tranche polie d'un matériau pour déterminer la densité des marques de "trace" laissées en elle par la fission spontanée des impuretés d'uranium-238. La teneur en uranium de l'échantillon doit être connue, mais cela peut être déterminé en plaçant un film plastique sur la tranche polie du matériau et en le bombardant de neutrons lents . Cela provoque la fission induite de 235 U, par opposition à la fission spontanée de 238 U. Les traces de fission produites par ce procédé sont enregistrées dans le film plastique. La teneur en uranium du matériau peut alors être calculée à partir du nombre de traces et du flux neutronique .

Ce schéma a une application sur une large gamme de dates géologiques. Pour des dates allant jusqu'à quelques millions d'années , les micas , les tektites (fragments de verre provenant d'éruptions volcaniques) et les météorites sont mieux utilisés. Les matériaux plus anciens peuvent être datés à l'aide de zircon , d' apatite , de titanite , d' épidote et de grenat qui ont une teneur variable en uranium. Étant donné que les traces de fission sont guéries par des températures supérieures à environ 200 ° C, la technique présente des limites ainsi que des avantages. La technique a des applications potentielles pour détailler l'histoire thermique d'un dépôt.

Méthode de datation au chlore-36

De grandes quantités de 36 Cl autrement rare (demi-vie ~ 300 ky) ont été produites par irradiation de l'eau de mer lors de détonations atmosphériques d' armes nucléaires entre 1952 et 1958. Le temps de séjour de 36 Cl dans l'atmosphère est d'environ 1 semaine. Ainsi, en tant que marqueur d'événement de l'eau des années 1950 dans le sol et les eaux souterraines, le 36 Cl est également utile pour dater les eaux de moins de 50 ans avant le présent. Le 36 Cl a été utilisé dans d'autres domaines des sciences géologiques, notamment la datation de la glace et des sédiments.

Méthodes de datation par luminescence

Les méthodes de datation par luminescence ne sont pas des méthodes de datation radiométrique en ce sens qu'elles ne reposent pas sur l'abondance d'isotopes pour calculer l'âge. Au lieu de cela, ils sont une conséquence du rayonnement de fond sur certains minéraux. Au fil du temps, les rayonnements ionisants sont absorbés par les grains minéraux des sédiments et des matériaux archéologiques tels que le quartz et le feldspath potassique . Le rayonnement fait que la charge reste dans les grains dans des "pièges à électrons" structurellement instables. L'exposition à la lumière du soleil ou à la chaleur libère ces charges, "blanchissant" efficacement l'échantillon et remettant l'horloge à zéro. La charge piégée s'accumule au fil du temps à un taux déterminé par la quantité de rayonnement de fond à l'endroit où l'échantillon a été enterré. La stimulation de ces grains minéraux à l'aide de la lumière ( luminescence stimulée optiquement ou datation par luminescence stimulée par infrarouge) ou de la chaleur ( datation par thermoluminescence ) provoque l'émission d'un signal de luminescence lorsque l'énergie électronique instable stockée est libérée, dont l'intensité varie en fonction de la quantité de rayonnement. absorbée lors de l'enfouissement et propriétés spécifiques du minéral.

Ces méthodes peuvent être utilisées pour dater l'âge d'une couche de sédiments, car les couches déposées sur le dessus empêcheraient les grains d'être "blanchis" et réinitialisés par la lumière du soleil. Les tessons de poterie peuvent être datés de la dernière fois qu'ils ont subi une chaleur importante, généralement lorsqu'ils ont été cuits dans un four.

Autres méthodes

D'autres méthodes incluent:

Datation avec les produits de désintégration de radionucléides éteints à courte durée de vie

La datation radiométrique absolue nécessite qu'une fraction mesurable du noyau parent reste dans l'échantillon de roche. Pour les roches datant du début du système solaire, cela nécessite des isotopes parents d'une durée de vie extrêmement longue, ce qui rend la mesure de l'âge exact de ces roches imprécise. Pour être en mesure de distinguer les âges relatifs des roches à partir de matériaux aussi anciens et d'obtenir une meilleure résolution temporelle que celle disponible à partir des isotopes à longue durée de vie, des isotopes à courte durée de vie qui ne sont plus présents dans la roche peuvent être utilisés.

Au début du système solaire, il y avait plusieurs radionucléides à vie relativement courte comme 26 Al, 60 Fe, 53 Mn et 129 I présents dans la nébuleuse solaire. Ces radionucléides, peut-être produits par l'explosion d'une supernova, sont aujourd'hui éteints, mais leurs produits de désintégration peuvent être détectés dans des matériaux très anciens, comme ceux qui constituent les météorites . En mesurant les produits de désintégration des radionucléides éteints avec un spectromètre de masse et en utilisant des isochronplots, il est possible de déterminer les âges relatifs de différents événements dans l'histoire ancienne du système solaire. Les méthodes de datation basées sur des radionucléides éteints peuvent également être calibrées avec la méthode U-Pb pour donner des âges absolus. Ainsi, à la fois l'âge approximatif et une résolution temporelle élevée peuvent être obtenus. Généralement, une demi-vie plus courte conduit à une résolution temporelle plus élevée au détriment de l'échelle de temps.

Le chronomètre 129 I – 129 Xe

129
je
désintégrations bêta à129
Xe
avec une demi-vie de 16 millions d'années. Le chronomètre iode-xénon est une technique isochrone. Des échantillons sont exposés à des neutrons dans un réacteur nucléaire. Cela convertit le seul isotope stable de l'iode (127
je
) dans128
Xe
par capture de neutrons suivie d'une désintégration bêta (de128
je
). Après irradiation, les échantillons sont chauffés en une série d'étapes et la signature isotopique du xénon du gaz dégagé à chaque étape est analysée. Lorsqu'un129
Xe
/128
Xe
est observé sur plusieurs paliers de température consécutifs, il peut être interprété comme correspondant à un instant auquel l'échantillon a cessé de perdre du xénon.

Des échantillons d'une météorite appelée Shallowwater sont généralement inclus dans l'irradiation pour surveiller l'efficacité de conversion de127
je
pour128
Xe
. La différence entre la mesure129
Xe
/128
Xe
les ratios de l'échantillon et Shallowwater correspondent alors aux différents ratios de129
je
/127
je
quand ils ont chacun cessé de perdre du xénon. Cela correspond à son tour à une différence d'âge de fermeture dans le système solaire primitif.

Le chronomètre 26 Al – 26 Mg

Un autre exemple de datation par des radionucléides éteints à courte durée de vie est la26
Al
26
mg
chronomètre, qui peut être utilisé pour estimer les âges relatifs des chondres .26
Al
se décompose en26
mg
avec une demi-vie de 720 000 ans. La datation consiste simplement à trouver l'écart par rapport à l' abondance naturelle des26
mg
(le produit de26
Al
décroissance) par rapport au rapport des isotopes stables27
Al
/24
mg
.

L'excès de26
mg
(souvent désigné26
mg
*) se trouve en comparant les26
mg
/27
mg
rapport à celui des autres matériaux du système solaire.

Le26
Al
26
mg
Le chronomètre donne une estimation de la période de formation des météorites primitives de quelques millions d'années seulement (1,4 million d'années pour la formation de Chondrule).

Un problème de terminologie

Dans un article de juillet 2022 dans la revue Applied Geochemistry , les auteurs ont proposé d'éviter les termes « isotope parent » et « isotope fille » au profit des termes plus descriptifs « isotope précurseur » et « isotope produit », analogues à « ion précurseur » et « ion produit » en spectrométrie de masse .

Voir également

Les références

Lectures complémentaires