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STAGE - HISTOIRE DE L'ÂGE DE LA TERRE

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Évaluation actuelle de l'âge de la Terre - Partie 2

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Évaluation actuelle de l'âge de la Terre - Partie 2

 

Clair Patterson et l'étude des météorites

 

Clair Patterson s’est servi d’extrait de météorites retrouvées un peu partout sur Terre. Il a travaillé dans la deuxième moitié du XXe siècle et a donc bénéficié des avancées faites par ses prédécesseurs en termes de datation qui utilisait des éléments radioactifs, notamment des travaux de Rutherford et de la découverte de la radioactivité par Becquerel, à la fin du XIXe siècle.

Clair Patterson a travaillé sur des météorites qui sont des fragments d’astéroïdes. Ce sont des corps trouvés en grande quantité entre Mars et Jupiter. On appelle cela la ceinture d’astéroïdes et ces corps célestes ce sont formés en même temps que le reste du système solaire. En datant les météorites à la surface de la Terre, on date aussi la formation du système solaire et donc l’âge de la Terre. Les météorites ont été des supports de datation plus faciles à utiliser que des roches terrestres. En effet, les météorites se sont peu transformées depuis leur formation, il y a un certain nombre de milliards d’années.

On va voir pourquoi il est plus facile de dater la Terre en fonction des météorites retrouvées plutôt que des roches terrestres car peu de roches terrestres sont utilisables pour la datation.

 

Différentes météorites étudiées

C. Patterson a travaillé sur différentes météorites : des météorites dont la composition est proche de celle de la Terre globale (chondrites) et des météorites dont la composition est proche d’une enveloppe (manteau : achondrites, noyau : sidérites). Pour rappel, le noyau terrestre est riche en fer principalement, et en nickel.

Il a travaillé sur différents échantillons qui venaient des États-Unis, d’Australie. Il a utilisé un appareil inventé en 1937 pour déterminer la composition des échantillons. Cet appareil est le spectromètre de masse. Il est fondamental dans ces expériences car il a permis de mesurer la composition isotopique des différentes roches. Le spectromètre a permis d’avoir des mesures, puis un certain nombre de calculs pour trouver la composition donnée ici.

 

Interprétation graphique des rapports isotopiques

A partir de 1955 et sur ces météorites, Patterson s’est intéressé aux isotopes de l’Uranium :

235U radioactif qui se désintègre spontanément en 207Pb

238U radioactif qui se désintègre en 206Pb

On dit que l’Uranium est l’élément père dans les deux cas, et le Plomb l’élément fils ou radiogénique (formé par désintégration radioactive).

Patterson a aussi utilisé une référence stable qui est un isotope du plomb : 204Pb, stable et non radiogénique. Il ne se forme pas par désintégration d’un autre élément et est stable. Donc sa quantité dans une roche, qui est une structure fermée, est donc constante au cours du temps. C’est donc une référence dont la quantité va aussi être évaluée par le spectromètre de masse et qui va servir dans les calculs faits par Patterson.

Par des calculs complexes, Patterson a abouti sur une représentation graphique qui est une interprétation graphique des rapports isotopiques. On a le rapport de la quantité de 204Pb sur la quantité de 207Pb dans un échantillon en fonction du rapport entre la quantité de 206Pb sur la quantité de 204Pb.

On construit un graphique qui, pour chaque échantillon, va placer le point qui donne la relation entre ces deux rapports.

 

evaluation-age-terre_2

 

Si on travaille sur les météorites étudiées par Patterson, on se rend compte que les sidérites (M1 et M2) sont situées tout en bas du graphique. Les chondrites sont un peu au-dessus (M3), les achondrites proches du manteau se trouvent encore un peu au-dessus (M4) et les sédiments marins ont une composition proche des chondrites (orange).

Si on place tous les échantillons sur lesquels Patterson a travaillé dans ce graphique, on se rend compte qu’ils sont alignés et se placent sur une droite isochrone. Une droite isochrone relie des points qui ont le même temps, c’est-à-dire ici le même âge. Grâce au tracé de cette droite et à l’étude de son coefficient directeur $a,$ on va pouvoir retrouver l’âge de la Terre.

Le coefficient de la droite isochrone est donné par la formule suivante :

$a = C \dfrac{e^{\lambda_{235U} t}-1}{ e^{\lambda_{238U} t}-1}$

$t$ représente l’âge des échantillons. Ces échantillons ont tous le même âge : l’âge de la Terre.

Dans cette formule, pour un élément père donné on a :

$\lambda = \dfrac{ln2}{T_{1/2}}$

T1/2 étant la demi-vie ou la période.

Dans la formule de $a,$ la seule inconnue est l’âge $t$ : $a$ est mesuré graphiquement, $\lambda$ est connu et la constante $C$ vaut $C = (\dfrac{^{235}U}{^{238}U})_{act} = \dfrac{1}{137,88}$

La résolution de Patterson a abouti à un âge de la Terre égal à 4,55 Ga (+/- 0,07 Ga).

C’est une datation très précise et efficace puisque maintenant, on connaît l’âge de la Terre avec précision et la Terre a 4,567 Ga. Notre planète a environ 4,6 Ma et Patterson, au milieu du XXe siècle, avait relativement bien évalué cette âge grâce aux isotopes radioactifs des météorites.

Dernière chose, la droite isochrone pour les roches de la Terre peut être appelée géochrone. Patterson l’a appelée ainsi puisqu’il ne s’agit pas de n’importe quel isochrone de n’importe quelle planète : il s’agit ici de donner l’âge de notre planète Terre.