L'AGE DES METEORITES

QUELQUES RAPPELS DE PHYSIQUE NUCLEAIRE

La matière de notre Univers est constituée d'atomes de différents éléments. Ces éléments sont classés dans la fameuse table de Mendeleïev, qui est accrochée dans toutes les salles de chimie de tous les lycées de la Terre. Chaque élément est représenté par un symbole (par exemple Na pour le sodium ou O pour l'oxygène), associé à deux nombres : le numéro atomique qui indique le nombre de protons (et donc le nombre d'électrons, puisque qu'un atome est normalement neutre, et qu'il faut compenser les charges positives des protons par autant de charges négatives amenées par les électrons) et le nombre de masse, qui indique le nombre de neutrons additionné du nombre de protons.

Un noyau ( ou un atome ) est représenté ainsi : avec A = N + Z , A étant le nombre total de nucléons ( protons + neutrons ).

Pour un même élément, le numéro atomique ne change pas. Par contre, le nombre de masse peut varier, et on a alors à faire à des isotopes de l'élément. Par exemple, l'hydrogène (un proton) possède deux isotopes : le deutérium (un proton, un neutron) et le tritium (un proton, deux neutrons). Les isotopes présentent les mêmes propriétés chimiques (car celles-ci dépendent principalement du nombre d'électrons, qui est le même pour tous les isotopes d'un même élément), mais différent par leurs propriétés physiques. Le tritium, qui possède deux neutrons de plus que l'hydrogène, est par exemple plus lourd que ce dernier.

Si certains isotopes sont stables, d'autres sont radioactifs : ces atomes instables ont alors tendance à se désintégrer spontanément pour donner naissance d'une part à un rayonnement et d'autre part à un isotope plus stable ou un autre élément. La stabilité d'un élément est en particulier conditionné par son nombre de neutrons : si ces derniers sont présents en quantité trop importante, l'atome aura tendance à se débarrasser de cet embonpoint en éjectant un ou plusieurs neutrons. La désintégration radioactive est totalement indépendante de l'environnement de l'élément, et se déroulera de façon constante quelque soit la pression, la température, l'acidité du milieu, etc. Elle est caractérisée par le temps de demi-vie de l'élément en question (que l'on appelle aussi période), c'est à dire le temps nécessaire pour que la concentration de l'élément soit divisée par deux.

La réaction de désintégration d'un élément donné n'est pas constante: elle est très rapide au début, et sa vitesse décroît par la suite, selon cette courbe générale : Pour plus de commodité, on utilise un paramètre qui permet d'avoir des ordres de grandeur : la demi-vie d'un élément radioactif. La demie-vie est le temps nécessaire pour que la moitié de l'élément-parent soit désintégrée. Attention, ce n'est pas la moitié de la vie de la désintégration, mais bien le temps nécessaire pour que la moitié de l'élément-parent soit désintégrée. Voici quelques exemples de désintégrations couramment utilisées :

RADIOACTIVITE ET DATATION DES ROCHES :

La radioactivité est extrêmement intéressante, car elle va permettre la datation absolue des roches. La méthode la plus célèbre dans ce domaine est la datation des restes organiques au carbone 14 (¹⁴C). Le physicien américain F.N.F Kurie découvre par hasard l'isotope 14 du carbone en 1934, lorsqu'il expose de l'azote à un flux de neutrons. Mais, c'est à Willard Libby, que l'on attribue la découverte du carbone 14 en 1946, et l'idée de sa future utilisation : Libby émet l'idée de la production continue de cet isotope dans la nature et établit alors les bases actuelles théoriques et pratiques de son utilsation dans le domaine archéologique. Il obtient ses premiers résultats en 1949, que H.L. De Vries améliore par la suite. Ces résultats mettent en évidence toutes les possibilités de cette nouvelle méthode de datation. Cette découverte vaut à Libby le Prix Nobel de chimie en 1960.

Libby après l'attribution du prix Nobel : il semble content...

L'atome de carbone possède normalement 6 protons et 6 neutrons (carbone 12). Mais on lui connaît deux isotopes, le carbone 13 (6 protons, 7 neutrons) et le carbone 14 (6 protons, 8 neutrons). Les atomes de carbone 14 (dénommé isotope père) se transforment spontanément pour donner naissance à des isotopes stables, que l'on appelle isotopes-fils. Le temps de demi-vie du carbone 14 est de 5730 ans (au bout de cette période, la quantité de carbone 14 présent dans un matériau est donc réduite de moitié).

En mesurant la quantité d'isotopes-père (carbone 14) et d'isotopes-fils, il est possible de connaître l'âge de l'échantillon analysé. Pour que l'analyse soit valable, il faut cependant que le carbone 14 qui s'est transformé au cours du temps n'ait pas été renouvelé. Les atomes de carbone 14 se forment en effet en permanence dans la haute atmosphère, sous l'effet du rayonnement cosmique. Chaque être vivant en assimile, et la quantité de carbone 14 dans un organisme vivant reste donc constante. Ce n'est qu'à la mort de l'organisme en question que l'assimilation de carbone 14 cesse : l'horloge isotopique se met alors à zéro, et la quantité de carbone 14 commence à décroître lentement. Chaque 5730 ans, elle sera divisée par deux. Mais le carbone 14 (demi-vie de 5730 ans) ne marche pas pour des durées supérieures à 50 000 ans.

Pour dater des météorites, on doit utiliser des horloges à plus longue période que le carbone 14, car celui-ci ne permet de dater que des objets dont l'âge est inférieur à 50 000 ans (soit environ dix fois le temps de demi-vie). On utilise par exemple les couples uranium 238 / plomb 206 (²³⁸U / ²⁰⁶Pb, période de 4,5 milliards d'années), potassium 40 / argon 40 (⁴⁰K / ⁴⁰Ar, période de 1,26 milliards d'années) ou encore rubidium 87/ strontium 87 (⁸⁷Ru / ⁸⁷Sr, période de 48,8 milliards d'années). Nous avons vu que dans le cas du carbone 14, l'horloge isotopique s'initialise lors de la mort de l'organisme. Dans le cas d'un matériau rocheux, l'horloge se met à zéro lorsque la roche se solidifie.

Pour détecter les différents isotopes, on utilise un spectrogramme de masse. L'échantillon du corps que l'on veut étudier est placé dans une enceinte sous vide et chauffé. Les atomes sont vaporisés puis ionisés (c'est à dire qu'ils acquièrent une charge suite à la perte ou au gain d'un ou plusieurs électrons). Les ions formés sont alors capables d'être accélérés et déviés par un champ magnétique. Plus l'ion est lourd, moins il sera dévié. A la sortie de l'appareil, on place des détecteurs spécifiques aux ions dont on désire déterminer la concentration. Grâce à cette technique, on peut ainsi connaître la composition atomique et isotopique d'un échantillon.

La sonde ionique est un instrument similaire au spectrogramme de masse, mais la purification de l'échantillon n'est plus nécessaire : celui-ci est bombardé par un faisceau d'ions primaires, et les ions émis en retour sont étudiés selon le principe du spectrogramme de masse. Les minéraux peuvent être étudiés directement au sein de la roche, ce qui permet de contrôler leur localisation et d'effectuer des comparaisons. La sonde ionique est capable d'analyser des surfaces rocheuses extrêmement petites (10 à 20 microns d'envergure).

LA DATATION DES METEORITES :

La radioactivité permet donc de connaître l'âge de formation d'une météorite. Mais il est peut être également intéressant de connaître l'âge d'exposition, c'est à dire la durée pendant laquelle la roche a erré dans l'obscurité glacée de l'espace interplanétaire (entre le moment ou elle a quitté le corps parent et le moment ou elle est arrivée sur Terre). La connaissance de l'âge d'exposition est possible grâce aux effets du rayonnement cosmique. Pendant son séjour dans l'espace, la météorite est effectivement bombardée par des particules à haute énergie qui forment le rayonnement cosmique et qui peuvent modifier la composition de la météorite. En déclenchant des réactions nucléaires, les rayons comiques donnent naissance à de nouveaux éléments, des noyaux cosmogéniques (le magnésium 24 se transformant par exemple en néon 21), dont l'abondance permet de déduire le temps que la météorite a passé dans l'espace.

Cette technique possède cependant un inconvénient majeur : les rayons cosmiques ne peuvent effectivement pénétrer que superficiellement une météorite, et leurs effets ne sont sensibles qu'à quelques mètres de profondeur. Imaginons une météorite de plusieurs mètres de diamètre, qui a vagabondé tranquillement dans l'espace pendant 10 millions d'années. Si, juste avant la fin de son périple, cette météorite se brise en morceaux (à cause de la collision avec un autre corps) et que seul son cour parvient sur Terre, nous allons être fortement induits en erreur quant à la durée de son séjour dans l'espace. Le cour de la météorite ne montrera effectivement aucun dégât imputable aux rayons cosmiques, et les géochimistes en déduiront donc que la météorite n'a passé qu'un temps très court dans l'espace ...

Enfin, les géologues souhaitent également connaître le moment ou une météorite s'est écrasée sur Terre. La technique le plus efficace reste bien sur d'observer directement sa chute. Malheureusement, de nombreuses météorites échouent sur notre planète en l'absence de témoins. Les scientifiques ont donc mis au point plusieurs techniques permettant de connaître le temps passé par une météorite à la surface de la Terre. L'une d'elles consiste à étudier les isotopes radioactifs produit par le flux de neutrons (résultant de l'interaction des rayons cosmiques avec la matière), comme le carbone 14 (¹⁴C) ou l'aluminium 26 (²⁶Al).

Le carbone (entrant dans la composition du CO2) est très répandu dans notre atmosphère. Ce carbone est constitué principalement de carbone 12 , qui est stable, et d'une très faible proportion de carbone 14 ( isotope du carbone 12 ) qui est radioactif avec une période ou demi- vie de 5730 ans. Les divers échanges ( respiration, photosynthèse, alimentation) qui se produisent entre l'atmosphère et le monde "vivant" ont pour effet de maintenir la proportion Centre les quantités de C14 / C12 dans celui-ci idéntique à celle de l'atmosphère. Mais, dès qu'un organisme meurt, le carbone 14 qu'il contient n'est plus renouvelé. Sa proportion se met alors peu à peu à diminuer à cause de sa radioactivité. La mesure du rapport du carbone 14 par rapport au carbone 12 permet donc de connaître la date de mort d'un organisme bien après que celle ci est eu lieu. Moins il reste de carbone 14 dans un échantillon à dater, plus sa mort est ancienne.

Au temps 0, on a 100% de 14C (barre rose). Après 5730 ans (la demie-vie de la désintégration), la moitié du 14C est désintégrée. Après un autre 5730 ans (11,460 ans au total), la moitié de la moitié est désintégrée ; il reste le quart du 14C originel. Après un autre 5730 ans, il en reste 1/8, . et ainsi de suite. Après 74,490 ans, il reste 1/8192 (= 0,000122) du 14C originelle. C'est peu, d'autant plus qu'au départ, la quantité de 14C par rapport au 12C était déjà faible. Analyser une si faible quantité devient très difficile. En pratique donc, le 14C est utile pour dater des objets qui ne sont pas plus vieux que 75 000 ans. On parle ici non plus en milliards, ni même en millions d'années, mais bien en quelques dizaines de milliers d'années seulement.

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