Le rubidium est un élément relativement rare dans la croûte terrestre. Dans les roches ignées par exemple, on le rencontre dans la proportion de 0,035 % du poids total. La plupart du temps il est associé au potassium. Ceci s’explique par l’égalité du rayon de leur ion univalent. Bien qu’il n’y ait aucun vrai minerai de rubidium, on le rencontre parfois dans les mines à base de lithium ou même dans la biotite. Le strontium constitue aussi un faible pourcentage du poids total de la croûte terrestre puisqu’il n’atteint que 0,022 %, dont moins de 1 % est radiogénique. Le rapport 87Sr/86Sr déterminé par Hurley donne le chiffre de 0,7090. De même que le rubidium est souvent associé au potassium, le strontium se rencontre fréquemment avec le calcium, et pour la même raison1.
1 P.M. HURLEY, Absolute abundance and distribution of Rb, K and Sr in the Earth, « Geochim. et Cosmochim. Acta », 32, 1968, p. 273-283. Il a calculé que dans 105 tonnes de terre, on en rencontre 800 de K, 2,3 de Rb et 70 de Sr. P.N. GAST, Terresirial ratio of K and Rb and the composition of earth’s mantle, « Science », 147, 1965, p. 858-860, où l’auteur a déterminé le rapport K/Rb égal à 1500 aussi bien dans la croûte que dans les océans.
Cette association entre les deux isotopes radioactifs explique l’utilisation simultanée des deux méthodes de datation dans la plupart des mesures.
La principale source de difficultés, outre celles que nous avons signalées dans le chapitre sur les généralités, réside dans la variation du strontium commun d’une roche à l’autre, surtout à cause de la fluctuation du strontium 87 provenant du rubidium 87 et aussi à cause de celle de certains isotopes naturels pendant l’histoire des matériaux constitutifs de la roche. Et même si l’on connaît le pourcentage de strontium non radiogénique, une simple correction correspondante ne pourrait pas être faite puisque cette composition n’est pas uniforme pour tous les strontiums rencontrés dans les roches. Tilton a fait remarquer que « l’âge » des biotites ou des feldspaths contenus dans les roches granitiques ou ignées apparaît beaucoup plus récent que celui des roches dans lesquelles ils se trouvent2.
2 G.R. TILTON, Comparison of isotopic dating methods, dans « Summer Course on Nuclear Geology », Varenna, 1960, p. 336, 337.
Le tableau 1 nous montre une série de mesures3 effectuées sur la biotite (B) et le feldspath (F) d’une même roche ignée (R). La troisième colonne met en évidence la difficulté de définir le strontium commun. Nous voyons qu’au sein d’une même roche il varie dans la proportion du simple au double pour des minerais différents. La quatrième colonne détermine le strontium 87 radiogénique et nous fait constater une irrégularité manifeste dans sa composition. Ne s’attend-on pas plutôt à une répartition uniforme du strontium radio-génique comme conséquence de l’hypothèse actualiste ? Si l’âge apparent calculé à partir de ces données représente l’âge réel de la mise en place de la roche ou de sa cristallisation ou encore de la dernière orogénèse, pourquoi ne trouve-t-on pas la même distribution du strontium 87, produit de désintégration du rubidium ? Et finalement la dernière colonne expose les âges en millions d’années. Pour l’échantillon 3086 par exemple, la biotite fournit un chiffre égal à peu près à la moitié de celui de la roche. Ceci nous fait comprendre l’embarras devant lequel on se trouve parfois pour statuer sur « l’âge » d’une couche géologique.
3 Ce tableau rapporte une série de mesures faites par H.W. FAIRBAIRN et al., The relation of discordant Rb/Sr mineral and whole rocks ages in an ignecus rock to its time of crystallisation and to the time of subseguent Sr87/Sr86 metamorphism, « Geochim. et Cosmochim. Acta », 29, 135, 1961.
Nous avons déjà eu l’occasion de comparer les mesures fournies par K/A et Rb/Sr dans le chapitre réservé au potassium/argon. Nous rappelons seulement que la première méthode donne des résultats légèrement inférieurs à ceux de la seconde. Nous avons pu constater aussi que dans la mesure du possible on évalue « l’âge » des couches géologiques à l’aide de deux méthodes qui, dans quelques cas, semblent donner des chiffres concordants.
| N° de l’échantillon |
Rb p.p.m. |
Sr commun p.p.m. |
Radiogénique 87Sr p.p.m. |
87Rb/87Sr dans l’échantillon |
87Rb/86Sr dans l’échantillon |
Age en millions d’années pour 87Sr/86Sr = 0.712 |
| B 3086 F 3086 R 3086 B 3087 F 3087 B 3094 F 3094 R 3094 B 3200 R 3200 F 3418 R3418 F 3424 R 3424 B 3479 F 3479 R 3479 F 3767 R 3767 F 3768 R 3768 B 3769 R 3769 F 3771 R 3771 F 3774 R3774 |
1926 553 263 2297 630 938 260 234 474 98.7 186 112 326 135 976 217 193 193 189 339 160 382 94,1 285 104 257 172 |
3,5 17,0 43,6 4,6 17,8 40,7 55 44,6 18,2 311 99,6 149 119 157 45,8 43,8 92,9 67,8 161 87,2 119 57,1 369 122 295 43,7 136 |
9,66 3,20 2,29 11,54 4,57 5,17 2,18 2,20 2,39 0,78 1,45 0,735 2,02 0,72 5,31 1,37 1,68 1,41 1,69 2,10 1,27 2,79 0,715 1,29 0,732 1,80 1,56 |
48,2 36,0 14,0 58,5 30,8 33,1 12,3 12,5 25,8 1,25 6,25 2,84 9,55 3,27 32,5 14 6,71 8,90 4,17 11,8 4,56 16 1,01 8,25 1,38 15 4,41 |
25.7 (C) 2.63 (C) 1,25 (M) 24,6 (C) 3,32 (C) 2,01 (C) 1,11 (M) 1,21 (M) 2,93 (C) 0,737 (M) 0,863 (M) 0,767 (M) 0,883 (M) 0,755 (M) 1,90 (C) 1,03 (M) 0,897 (M) 0,926 (M) 0,815 (M) 0,958 (M) 0,821 (M) 1,21 (C) 0,732 (M) 0,820 (M) 0,737 (M) 1,13 (M) 0,829 (M) |
1190 ± 35 1365 ± 40 2065 ± 70 1195 ± 35 1720 ± 55 1310 ± 40 1985 ± 60 2215 ± 80 1205 ± 40 1870 ± 170 1840 ± 90 1685 ± 75 1465 ± 70 1270 ± 120 1275 ± 40 1490 ± 50 2055 ± 110 1700 ± 85 2020 ± 120 1470 ± 60 1880 ± 85 1730 ± 85 1800 ± 225 1065 ± 75 1675 ± 185 1655 ± 65 2140 ± 95 |
Comme nous avons déjà eu l’occasion de le dire dans le chapitre sur les généralités, on rencontre aussi bien sur la lune que dans les météorites les mêmes éléments que sur la terre. C’est pour cette raison qu’on utilise les méthodes de datation appliquées aux échantillons terrestres pour calculer « l’âge » de ces objets célestes.
| Nom et n° (M.I.T.) |
Rb p.p.m. |
Sr p.p.m. | 87Rb/86Sr rapport atomique |
87Rb/86Sr normalisé à 0.1194 |
Ages apparents calculés supposant Rb = 1,39 × 10-11 (87Sr/86Sr) = 0.6981 |
| Homestead Me 4857 Bath Me 4860 Holbrook Me 4859 Forest City Me 5864 Farmington Me 4861 Nakhla Me 4870 Esterville Me 4868 |
3,25 3,13 3,10 2,99 3,57 3,07 2,38 2,40 2,49 2,79 3,43 3,12 1,90 2,06 2,07 2,63 2,95 0.19 0.15 |
10,55 10,91 11,26 11,56 11,89 11,80 9.69 9,56 10.82 11,29 10.97 11,34 10,08 10,95 12,36 59,82 59,40 — 21.88 |
0.8953 0.8340 0.8003 0.7520 0.8727 0.7564 0.8185 0.7134 0.7291 0.7212 0.6683 0.7177 0.6930 0.9093 0.8000 0.8395 0.8496 0.5034 0.4848 0.4941 0.1273 0.1438 0.1355 — 0.023 |
0.7503 0.7507 0.7515 0.7508 0.7433 0.7418 0.7426 0.7422 0.7314 0.7065 0.6994 |
4,49 × 109 4,38 × 109 4,45 × 109 4,62 × 109 4,71 × 109 4,37 × 109 — |
La cinquième colonne du tableau 2 nous montre une fluctuation du rapport isotopique 87Sr/86Sr4. Une fluctuation de faible amplitude relativement à des échantillons terrestres, il est vrai. La dernière colonne nous expose « l’âge » correspondant qui oscille autour de la moyenne de 4,5 milliards d’années.
4 W.H. PINSON et al,
age of stony meteorites , « Geochim. et Cosmochim. Acta », 29, 1965, p. 456.
Toutefois, on a admis comme hypothèse les deux points suivants pour faciliter les calculs :
a. A un moment donné, l’instant origine, la composition isotopique du Sr fut la même partout dans le système solaire auquel semblent appartenir les météorites5.
5 Voir par exemple les raisons pour lesquelles on pense que les météorites font partie du système solaire dans C. PATTERSON et al., Age of the earth, « Science », 121, 1955, p. 69-75.
b. Les variations constatées maintenant dans le rapport 87Sr/86Sr sont dues à la désintégration du 87Rb, c’est-à-dire aux différences des quantités relatives de Rb et de Sr.
| Groupes d’échantillons | (87Sr/86Sr) | Pente | Age (× 109 années) |
| Huit échantillons Huit échantillons lunaires et Nuevo Laredo Six roches cristallines types A et B Sept échantillons roches types A, B, C Trois échantillons roches type A Trois échantillons roches type B Cinq échantillons roches types B, C, D |
0,697 84 ± 0,00012 0,69785 ± 0,00010 0,69785 ± 0,00012 0,69788 ± 0,00014 0,69783 ± 0,00023 0,69780 ± 0,00023 0,69776 ± 0,00019 |
0,06356 ± 0,0018 0,06346 ± 0,0016 0,06330 ± 0,0018 0,06350 ± 0,0021 0,06252 ± 0,0003 0,06598 ± 0,0043 0,06623 ± 0,0034 |
4,43 ± 0,13 4,43 ± 0,11 4,42 ± 0,12 4,43 ± 0,14 4,36 ± 0,02 4,60 ± 0,29 4,61 ± 0,23 |
Le tableau 3 récapitule un ensemble de calculs effectués à partir d’échantillons lunaires6 rapportés par la mission spatiale Apollo 11. Utilisant la méthode décrite dans ce chapitre, les mesures aboutissent du moins pour ces échantillons à une valeur moyenne de 4,5 milliards d’années. De même celles effectuées par Hurley évaluent l’âge des échantillons lunaires à 4,6 milliards d’années7.
6 V.R. MURTHY, R.A. SCHMITT, Rb/Sr age and elemental and isotopic abundances of some trace elements in lunar samples, « Science », 167, 1970, p. 478.
7 Les résultats scientifiques de la Mission spatiale Apollo 11 sont rapportés dans 3 gros volumes : Proceedings of the Apollo 11 Lunar science conference, « Pergamon Press », New York, 1970. C’est dans le volume 2 que HURLEY et ses collaborateurs ont publié leurs mesures. P.M. HURLEY, W.H. PINSON Jr, whole rocks Rb/Sr isotopic age relationships in Apollo 11 lunar samples, p. 1311.
En conclusion, nous avons vu que :