Nous avons vu dans les chapitres sur les généralités que l’uranium et le thorium sont des éléments radioactifs qui se rencontrent assez souvent dans les roches de la croûte terrestre. L’un et l’autre se désintègrent et aboutissent aux isotopes stables du plomb, suivant les schémas ci-après :
| 238U | → | 8 intermédiaires radioactifs | → | 206Pb |
| 235U | → | 7 intermédiaires radioactifs | → | 207Pb |
| 232Th | → | 6 intermédiaires radioactifs | → | 208Pb |
Pour chacun de ces modes, on peut appliquer la formule générale (III) :
N = M(eλt - 1).
Pour faire un calcul correct, nous avons fait remarquer qu’il faut pouvoir déterminer le plomb radiogénique, c’est-à-dire le plomb d’origine radioactive (206Pb, 207Pb et 208Pb). Or, dans les minéraux et les roches, on rencontre aussi l’élément non radiogénique 204Pb et les autres isotopes (fig. 1, p. 354).
Fig. 1 – Le plomb contenu dans un échantillon.
La principale difficulté consiste par conséquent à déterminer la proportion radioactive par une analyse délicate. Il faut pour cela connaître une fois pour toute la composition isotopique du plomb commun, c’est-à-dire du plomb qui ne contient que très peu d’éléments parents. Or, comme nous l’avons souligné, les mesures montrent que cette composition varie d’un endroit à l’autre et d’un minerai à l’autre.
Le tableau 1 nous fournit les résultats d’une série de mesures faites en des lieux différents. On a pris l’isotope 204 égal à l’unité.
| Origine | Rapport isotopique | ||
Witwatersrand (S. Africa) North Caucasus (URSS) Casa Palca (Pérou) Sioux Look Out (Ontario) Henbury Météorite | 206Pb | 207Pb | 208Pb |
| 58,94 18,84 18,86 14,05 9,50 |
24,10 16,16 15,71 14,92 10,30 |
40,19 40,12 38,75 33,85 29,26 |
En comparaison, voici le tableau 2 relatif aux échantillons lunaires ramenés par Apollo 11 et qui enregistrent la même variation isotopique.
| Echantillon N° | Type | 206Pb | 207Pb | 208Pb |
| 10.003 10.050 10.057 10.061 10.084 |
cristallin cristallin vésiculaire breccia matériau fin |
423,9 295,8 1241,5 249,1 261,9 |
198,0 147,0 590,1 163.2 171,0 |
448,9 287,3 1281,3 258,2 270,1 |
En comparaison et pour des raisons que nous verrons plus tard, le tableau 3 rassemble une étude sur la composition isotopique des météorites ferreux.
| Echantillon | 206Pb | 207Pb | 208Pb |
| Canyon Diablo N-la Toluca-Xiq Staunton |
9,355 10,11 18,47 |
10,232 10,64 15,63 |
29,02 29,59 38,64 |
Pour expliquer cette fluctuation du plomb dans la croûte terrestre on a proposé l’explication suivante. Tout à fait à l’origine, la composition isotopique du plomb aurait été uniforme. Ensuite, la terre se serait durcie, ce qui aurait entraîné une inhomogénéité dans la distribution de l’uranium et du plomb. Au cours du temps, cette différence serait allée en s’accentuant à cause de la désintégration des éléments radioactifs, et les minerais de plomb, telle la pechblende, se seraient alors formés. Cette hypothèse a permis d’améliorer la méthode de datation.
A l’heure actuelle, on a pu fixer la composition isotopique du plomb primitif appelé « primeval lead » par les auteurs anglo-saxons, aussi bien pour la terre que pour les objets extra-terrestres : 9.346 de 206Pb, 10,210 de 207Pb et 28,96 de 208Pb1. En faisant ce choix, on suppose que la croûte terrestre, à son origine, avait la même composition isotopique que les météorites ferreux ne contenant que très peu d’uranium ou de thorium radioactifs. Et pour expliquer les écarts entre ses mesures, Oversby invoque la contamination probable lors de l’entrée dans l’atmosphère terrestre. Examinons maintenant les différentes méthodes de datation utilisant le plomb.
1 V.N. OVERSBY, op. cit.
Dans un minerai d’uranium considéré comme un système chimique isolé, la connaissance de la quantité respective de plomb et des isotopes radioactifs permet de calculer « l’âge » par simple application de la formule. On suppose évidemment, comme dans toutes ces méthodes radioactives, que les quantités en présence n’ont subi ni perte ni addition d’éléments semblables au cours de leur histoire. Cette méthode rencontre une difficulté par le fait que l’uranium aurait été dissous par de l’eau légèrement acide (de l’eau contenant en solution du CO2 par exemple, au moment du déluge), ce qui entraîne nécessairement une erreur de mesure2.
2 H. FAUL, op. cit., p. 282.
On a amélioré la méthode en introduisant la mesure des particules α émises d’où le nom de méthode plomb/α. Elle présente l’avantage d’être rapide, simple et s’applique indifféremment à tous les minerais contenant des inclusions radioactives.
« L’âge » en millions d’années est alors donné par la formule :
| t = C | Pb |
| — | |
| α |
dans laquelle Pb représente la teneur en plomb, α le nombre de rayons α émis par milligramme et par heure, C une constante égale à 2600 pour l’uranium seul et 1990 pour le thorium. Pour des minerais contenant un mélange d’uranium et de thorium, on a pu choisir une valeur intermédiaire.
Cette méthode est très délicate et la moindre contamination, par exemple celle causée par les gaz d’échappement d’une voiture circulant dans le voisinage3, fausserait les mesures. Elle sert presque uniquement à évaluer « l’âge » des zircons.
3 Le carburant d’une voiture contient du plomb tétraéthyl. R. COPPENS, La radioactivité des roches, P.U.F., 1964, p. 101.
Pour les deux, on a la possibilité de calculer « l’âge » par la même formule générale :
N = M(eλt - 1),
dans laquelle
N = 206Pb si M = 238U
N = 207Pb si M = 235U
N = 208Pb si M = 232Th.
Comme nous l’avons fait remarquer, il faut ici plus qu’ailleurs tenir compte du plomb commun.
L’une ou l’autre de ces méthodes présentent des avantages et des désavantages. La première est la moins sensible aux erreurs d’analyse ou à la correction relative au plomb primitif. Son principal inconvénient semble être la dissolution dans l’eau d’une partie de l’uranium et la perte partielle du radon 222, un des produits intermédiaires de désintégration de l’uranium. Cette perte entraînerait une valeur faible pour le plomb 206, donc un temps plus jeune que « l’âge » réel. L’inconvénient de la deuxième est la rareté de l’uranium 235 dans la croûte terrestre.
La plupart des mesures effectuées à l’aide du couple 208Pb/232Th sont en désaccord avec celles des deux autres méthodes au plomb. Il semble qu’on n’en connaît pas très bien la cause à l’heure actuelle. On pense qu’il y aurait eu perte du plomb ou difficulté de l’extraire à partir des phosphates par exemple4.
4 H. FAUL, op. cit., p. 296.
Le tableau 4 récapitule des mesures de datation effectuées sur des échantillons de zircons contenus dans du gneiss d’un même lieu. On constate que le couple 208Pb/232Th est en discordance avec les autres méthodes.
| Roche et lieu | Minerai |
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||||||
| Province de Blue Ridge Canada Hill gneiss, Nyack, N. Y. Granodiorite gneiss, Shenandoah National Park, Va. Province de Piedmont Baltimore gneiss, Baltimore, Md. Baltimore gneiss, Philadelphia, Pa. |
zircon biotite zircon biotote zircon microcline biotite zircon biotite |
1130 1070 1040 1010 |
1150 1100 1070 1050 |
1170 1150 1120 1120 |
1130 1110 940 950 |
880 880 1100 305 380 |
780 800 340 550 |
Tilton fait remarquer que plus de la moitié des « âges » publiés jusqu’à maintenant et fournis par les méthodes U/Pb sont en discordance5. Il y a désaccord lorsque les résultats diffèrent de plus de 10 % de ceux donnés par la méthode Pb/Pb. On explique ces anomalies par des orogenèses suivies de forte élévation de température qui auraient entraîné une recristallisation des roches et une perte partielle de plomb. Ces discordances ont été surtout constatées parmi les zircons et les monozites (Madagascar).
5 G.R. TILTON, op. cit., p. 337.
Dans cette méthode, « l’âge » est donné par la formule :
| 207Pb | 235U | (eλ1t - 1) | ||
| = | = | |||
| 206Pb | 238U | (eλ2t - 1) |
dans laquelle on a fixé le rapport
| 235U | 1 | |
| = | ||
| 238U | 137,7 |
c’est-à-dire égal au rapport des deux isotopes trouvés dans la nature.
On pense que c’est la meilleure de toutes les méthodes au plomb. Son inconvénient réside aussi dans la possibilité d’une perte partielle du radon 222 — l’un des produits intermédiaires dans la série de désintégration conduisant au plomb — ce qui aurait cette fois pour effet de vieillir l’âge apparent de l’échantillon.
En résumé, on peut dire que trois méthodes constituent des horloges indépendantes, 206Pb/238U, 207Pb/235U et 208Pb/232Th, les autres pouvant être déduites de ces rapports.
Les « âges » fournis par ces méthodes peuvent être discordants dans plus de la moitié des cas, surtout dans les zircons et les monozites. S’il y a concordance, alors on les retient, dans le cas contraire, on examine les causes de la discordance. Parmi celles-ci, il y a les pertes partielles de plomb, d’uranium et de radon, l’incorporation, lors de la formation du cristal, de plomb autre que le plomb radiogénique résultant de la désintégration du radio-élément parent6. Il ressort par conséquent que la méthode de datation au plomb est assez précaire, et qu’on ne peut pas lui faire entièrement confiance. C’est d’ailleurs pour cette raison qu’elle est délaissée par les spécialistes qui semblent lui préférer la méthode au potassium-argon depuis quelques années. Mais actuellement, comme nous l’avons vu, même la confiance en cette dernière décline.
6 Le lecteur intéressé par la méthode de datation au plomb est invité à consulter l’ouvrage de R.D. RUSSELL, R.M. FARQUHAR, Lead Isotopes in Geology, « Interscience Publishers, Inc. », New York, 1960.
