4 Géochronologie
La géochronologie est la science de la datation de l’âge des roches, des minéraux, des pierres, des fossiles et des sédiments avec de larges applications dans les sciences de la terre, y compris les mesures de rapports isotopiques utilisant des techniques de spectrométrie de masse précises et exactes (Becker, 2007 ; De Laeter, 2001 ; Platzner, 1997). Les méthodes physiques de géochronologie sont basées sur la désintégration radioactive d’isotopes instables (parents) en isotopes stables (filles) tels que 87Rb en 87Sr, 238U en 206Pb, 232Th en 208Pb, 235U en 207Pb, 147Sm en 143Nd, 187Re en 187Os, 176Lu en 176Hf ou 40K en 40Ar. Il existe un grand nombre d’articles sur la science géologique, notamment sur la détermination des éléments, l’analyse isotopique (Böhlke et al., 2005 ; De Laeter, 2001 ; Faure, 2005 ; Jackson et al, 2004 ; Nelson et McCulloch, 1989 ; Platzner, 1997 ; Tiepolo, 2003), et la datation de l’âge par spectrométrie de masse inorganique ; par conséquent, seuls quelques travaux pertinents seront discutés pour caractériser l’état de l’art.
Méthodes U-Pb, Th-Pb, et Pb-Pb pour la datation de l’âge
La datation de l’âge par les méthodes U, Th, et Pb est basée sur la désintégration radioactive des isotopes 238U, 235U, et 232Th (en tant qu’isotopes parents d’une chaîne de filles radioactives se terminant par des isotopes stables du plomb radiogénique) et 206Pb, 207Pb et 208Pb, respectivement, via les lignes de désintégration bien connues de l’uranium et du thorium. Ces techniques de datation sont les plus connues, les plus polyvalentes et les plus précieuses des techniques géochronologiques. Par exemple, la désintégration de 238U avec une demi-vie de t1/2 ~ 4,5 × 109 a donne lieu à la série de l’uranium (ligne de désintégration uranium-radium) via huit désintégrations α (4He) et six désintégrations β-, qui incluent 234U comme isotope fille intermédiaire et se terminent en 206Pb stable. Les caractéristiques nucléosynthétiques de U et Pb, ainsi que l’interconnexion entre ces éléments par deux chaînes de désintégration radioactive, constituent le fondement sur lequel le système U/Pb a pu apporter une contribution unique à la science des isotopes (De Laeter, 2011):
où Q représente la somme des énergies de désintégration (Q = 47,4 MeV/atome) (Faure, 1986).
La désintégration du nucléide radioactif 238U en isotope stable 206Pb dans un système fermé est décrite par l’équation suivante :
avec 206Pb/204Pb = rapport des isotopes du plomb à l’instant présent t ; (206Pb/204Pb)0 = rapport isotopique initial incorporé dans le système au moment de sa formation il y a t ans, c’est-à-dire (t = 0), (206Pb/204Pb)0 = rapport isotopique initial incorporé dans le système au moment de sa formation il y a t ans, c’est-à-dire (t = 0).c’est-à-dire (t = 0), (238U/204Pb) = rapport entre l’isotope mère 238U et l’isotope fille 204Pb à l’instant présent t
λ = constante de désintégration de 238U (1.55 × 10-10 a-1),
t = temps écoulé depuis que le système est devenu fermé à U et Pb.
Des équations similaires décrivent les désintégrations de 235U en 207Pb radiogénique et de 232Th en 208Pb.
La désintégration de 235U (t1/2 ~ 0,72-109 a) donne lieu à la série de l’actinium, qui se termine par l’isotope stable 207Pb après émission de sept désintégrations α et quatre désintégrations β- :
avec Q = 45,2 MeV/atome.
La découverte de la fission nucléaire du 235U a conduit au développement des réacteurs nucléaires et à l’étude isotopique des réacteurs naturels Oklo. Le spectromètre de masse est la pierre de Rosette moderne de la science isotopique, qui a permis de déchiffrer les hiéroglyphes isotopiques du système U/Pb pour révéler de nouveaux horizons dans notre compréhension de la nature (De Laeter, 2011).
La désintégration du 232Th (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) via la ligne de désintégration du thorium entraîne l’émission de six particules alpha et quatre particules bêta conduisant à la formation de l’isotope 208Pb du plomb, stable et le plus abondant :
avec Q = 39.8 MeV/atome.
Chaque chaîne de désintégration de 238U, 235U, et 232Th conduit toujours à la formation d’un isotope stable spécifique du plomb avec une masse différente, à savoir 206Pb, 207Pb, et 208Pb, respectivement. Ces désintégrations donnent trois géochronomètres indépendants différents. Non seulement les âges 207Pb/235U, 206Pb/238U et 208Pb/232Th ont été déterminés sur de vieux minéraux riches en uranium et en thorium, mais l’âge 207Pb/206Pb peut également être déterminé, car ce rapport isotopique change systématiquement avec le temps en raison des différents taux de désintégration des deux isotopes parents de l’uranium. Le travail pionnier de la datation 207Pb/206Pb a été effectué par Nier et al. (1941). Les auteurs ont déterminé l’âge 207Pb/206Pb à 2,57 ± 0,07 109 à partir d’échantillons riches en monazite (du district de Huron au Canada). On a trouvé que l’âge 207Pb/206Pb était plus fiable que les autres âges parce que le système 207Pb/206Pb est moins sévèrement affecté par la perte récente de Pb radiogénique. L’âge Pb-Pb d’une roche est alors estimé à partir de l’isochrone construit dans le diagramme de la composition isotopique de 207Pb/204 Pb par rapport à 206Pb/204Pb pour différents minéraux du même âge.
La TIMS a été utilisée pendant plusieurs décennies comme technique analytique standard pour la plupart des objectifs géochronologiques. Aujourd’hui, en plus de la TIMS, la SIMS et la LA-ICP-MS sont de plus en plus utilisées, par exemple, pour des études géochronologiques in situ sur des cristaux de zircon et de monazite très anciens, car ces deux minéraux sont riches en uranium (Hirata et Nesbitt, 1995). L’imagerie des isotopes et des éléments radiogéniques par SIMS ou LA-ICP-MS et surtout par cathodoluminescence, respectivement, sur des zircons polis permet de caractériser les zones de croissance et donc de guider les analyses in situ ultérieures (notamment la géochronologie des zircons à 20-30 μm). Jeffries et al. (2006) ont collecté des zircons de téphra (fragments de roches volcaniques) provenant de deux localités géographiques distinctes mais du même horizon stratigraphique. Les rapports isotopiques 207Pb/206Pb ont été tracés dans le diagramme de concordance de Tera-Wasserburg avec le rapport isotopique 238U/206Pb de deux échantillons géologiques mesurés par LA-ICP-MS, ce qui a donné des âges U-Pb de 14,35 ± 0,27 Ma et 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – millions d’années) (Jeffries et al., 2006). En général, le zircon n’incorpore pas un excès de Pb commun dans son réseau pendant la cristallisation. Par conséquent, de nombreux laboratoires n’effectuent pas de correction de Pb commun à leurs données U-Pb en raison de problèmes d’interférences isobariques (par exemple, de l’isotope 204Pb stable avec l’isotope 204Hg). Jeffries et al. (2006) ont réduit cette source de contamination en incorporant un piège à or dans la ligne du gaz porteur et ont absorbé les traces de Hg du gaz porteur. L’âge 238U/206Pb déterminé au moyen de cette approche dans LA-ICP-MS peut être montré comme étant précis.
Une nouvelle méthode analytique pour la détermination des âges U-Pb et des compositions isotopiques de Hf sur des standards de référence de zircon (par ex, CZ3 est un grain de zircon unique de qualité gemme provenant du Sri Lanka) et un échantillon de zircon naturel a été décrite en utilisant la technique MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) couplée à un système d’ablation par laser excimer de 193 nm (Xia et al., 2011). Cette technique LA-ICP-MS permet une mesure quasi-simultanée des compositions isotopiques U-Pb et Hf du zircon sur un même spot unique (à 40 μm de diamètre).
La géochronologie du plomb in situ de LA-ICP-MS utilisant un ICP-SFMS à champ sectoriel à double focalisation (Finnigan Element) avec un laser Nd-YAG à une longueur d’onde de 213 nm pour trois cristaux de zircon d’âges différents (150, 294 et 577 Ma) et par conséquent de teneurs en plomb radiogénique différentes de 0,7, 10 et 40 μg g-1, respectivement, a été décrite par Tiepolo (2003). Avec une taille de spot de 40 μm du faisceau laser, une géochronologie in situ du Pb avec une précision interne de 1,1 % était possible (la concentration en Pb était d’environ 40 μg g-1). Une résolution spatiale de 20 μm peut être adoptée pour des zircons relativement riches en Pb même si la précision interne est environ 1,5 fois plus faible qu’avec une taille de spot laser de 40 nm (Tiepolo, 2003).
En dehors des études de composition des zircons (Becker et Dietze, 1986) et des datations par âge (Li et al., 2001), l’analyse microlocale est la méthode privilégiée pour déchiffrer le registre géologique. Par exemple, l’âge 206Pb/238U de grains de zircon uniques (1 846 ± 0,072 Ma) mesuré par LA-ICP-MS à base de quadripôle concorde avec la valeur TIMS (1 884 ± 0,005 Ma). Sur un zircon à grain unique, d’un diamètre inférieur à 100 μm, l’âge du minéral peut être déterminé par des techniques de datation U-Pb et/ou Pb-Pb, par exemple en utilisant la TIMS après séparation chimique des analytes ou par LA-ICP-MS directement si les interférences isobares possibles sont considérées avec soin (Becker et al. 2007b ; Wetzel et al., 1983). Les âges U-Pb mesurés in situ par une microsonde ionique sensible à haute résolution de masse (SHRIMP) de plusieurs zones dans un cristal de zircon (d’un diamètre de 200 μm) provenant d’un gneiss leucocrate du terrane de gneiss de Narryer en Australie occidentale enregistrent plusieurs événements thermiques de haut grade entre 3,94 et 4,19 Ma, comme l’ont constaté Nelson et al. (2000). Plusieurs applications de la SHRIMP pour les études géochronologiques, en particulier pour la datation des zircons (y compris les zircons lunaires), de la monazite, de l’apatite, de la pérovskite, du réticule et d’autres minéraux sont décrites par différents groupes de travail (Cocheri et al, 2005 ; Compston, 1996 ; Compston et al., 1983 ; Ireland et Wlotzka, 1992 ; Nelson et al., 2000 ; Zeitler et al., 1989).
La SMSI et la LA-ICP-MS permettent de caractériser non seulement les minéraux riches en U mais aussi les minéraux riches en Th in situ pour obtenir des âges U/Th-Pb précis. Une condition importante pour obtenir un âge précis est la détermination minutieuse des rapports 207Pb/206Pb et 206Pb/238U. Cox et Wilton (2006) ont étudié le potentiel de datation U-Pb de la pérovskite minérale à forte teneur en U et Th, ce qui en fait un géochronomètre potentiellement utile. En raison de l’absence d’un standard de pérovskite approprié pour la datation, des matériaux de référence standard de zircon ont été utilisés pour l’étalonnage des mesures des rapports isotopiques. Cox et Wilton ont trouvé que l’âge moyen pondéré 206Pb/238U de la carbonatite d’Oka, Québec, Canada, de 131 ± 7 Ma est cohérent avec les données géochronologiques publiées de la région. Les auteurs ont suggéré que la datation LA-ICP-MS de la pérovskite pourrait être une technique analytique utile. Le faible coût et la vitesse relative avec lesquels ce type de détermination de l’âge peut être effectué devraient faire du LA-ICP-MS une alternative attrayante à l’ID-TIMS et au SHRIMP (Cox et Wilton, 2006).
La datation U-Pb à la microsonde ionique dans le zircon, la monazite et d’une dent de dinosaure avec une résolution spatiale de 5-15 μm en utilisant le NanoSIMS a été décrite par Sano et ses collaborateurs (Sano et al, 2006a, 2006b ; Takahata et al., 2006).
Méthode Rb-Sr pour la datation de l’âge
La méthode géochronologique Rb-Sr est basée sur la β-décomposition radioactive de 87Rb vers l’isobare 87Sr (l’isotope 87Rb radioactif possède une abondance isotopique naturelle de 27,85% et une demi-vie de 4,88. 1010 ans). La croissance du 87Sr radiogénique dans un minéral riche en Rb et le changement du rapport isotopique du strontium peuvent être dérivés de l’équation générale de la désintégration radioactive telle que décrite dans (Becker, 2007 ; De Laeter, 2001)
avec
87Sr0 est le nombre d’atomes de 87Sr présents à t = 0 et
87Sr/86Sr = rapport de ces isotopes de strontium au temps présent t
.
(87Sr/86Sr)0 = rapport initial de ces isotopes de strontium au moment (t = 0) où le système est devenu fermé à Rb et Sr
(87Rb/86Sr) = rapport de ces isotopes au temps présent t
λ = constante de désintégration de 87Rb (1.42 × 10-11 a-1),
t = temps écoulé depuis que le système s’est fermé au Rb et au Sr.
Alors que l’abondance de 87Sr dans les roches riches en rubidium varie dans le temps en raison de la désintégration radioactive β de 87Rb en fonction de la concentration primordiale de rubidium et de l’âge du minéral, l’abondance de l’isotope stable 86Sr et par conséquent le 86Sr/88Sr est constant dans la nature. Par conséquent, le rapport isotopique 86Sr/88Sr constant est souvent utilisé pour une standardisation interne (correction du biais de masse) lors des mesures du rapport isotopique du strontium 87Sr/88Sr. Dans la méthode de datation au rubidium-strontium, les rapports isotopiques 87Sr/86Sr et 87Rb/86Sr ont été mesurés par spectrométrie de masse (principalement par TIMS ou par ICP-MS) et le rapport de strontium primordial (87Sr/86Sr)0 à t = 0 et l’âge t de la roche peuvent être dérivés de l’isochrone . L’âge des minéraux sera déterminé à partir de la pente de l’isochrone (e-λt-1). La datation de l’âge Rb-Sr est aujourd’hui une technique géochronologique établie utilisant la spectrométrie de masse (TIMS et ICP-MS après séparation des analytes) pour les roches et minéraux contenant du Rb (tels que le granite, la biotite, le feldspath, le mica, les sédiments et autres).
L’ICP-MS à champ sectoriel à double focalisation a été appliquée pour la datation de l’âge d’échantillons géologiques provenant d’Égypte via des mesures du rapport isotopique du strontium après digestion et séparation du Rb et du Sr par chromatographie d’extraction via l’éther couronne. L’âge Rb-Sr d’échantillons géologiques provenant de différents sites archéologiques du désert oriental d’Égypte a été déterminé par un isochrone Rb/Sr à 455 ± 34 Ma (Zoriy et al., 2003). Nebel et Mezger ont rapporté la réévaluation du feldspath K standard NBS SRM 607, qui est largement utilisé comme matériau de référence pour les mesures de haute précision des rapports isotopiques Rb/Sr et Sr par MC-ICP-MS et TIMS (Nebel et Mezger, 2006). Les rapports Rb-Sr des étalons ont été obtenus par la technique de dilution isotopique. Les mesures de rubidium ont été réalisées sur un MC-ICP-MS (Micromass Isoprobe) ; les rapports isotopiques du strontium ont été déterminés avec un MC-TIMS (Triton, Thermo Fisher Scientific).
La biotite est généralement un minéral magmatique primaire des granitoïdes et largement utilisée pour les datations d’âge Rb-Sr (mais aussi pour K-Ar). L’altération de la biotite libère des nutriments inorganiques essentiels à la croissance des plantes et des isotopes de Sr utiles pour tracer les cycles hydrologiques régionaux et mondiaux (Erel et al., 2004). Pendant la transformation en biotite oxydée, 87Sr et 40Ar ont été libérés de manière préférentielle par rapport à Rb et K, respectivement, via la diffusion à l’état solide à travers le réseau de biotite, ce qui a entraîné une réduction drastique de l’âge isotopique original. Les rapports isotopiques du Sr au cours de processus d’altération complexes ont été étudiés, par exemple, par MC-TIMS (VG 54-30, équipé de 9 coupes de Faraday) (Joeng et al., 2006).
Méthodes Sm-Nd pour la datation de l’âge
Le samarium et le néodyme sont des éléments des terres rares (ETR) où l’isotope stable 147Nd est formé à partir de l’isotope mère 147Sm (t1/2 = 1,06 × 1011 a) par désintégration alpha. La datation Sm-Nd a été largement appliquée aux études géochimiques et géochronologiques (Faure, 2005 ; Li et al., 2011). La longue demi-vie du 147Sm permet la datation d’échantillons géologiques extrêmement anciens. Pour cette tâche, une mesure isotopique du Nd de haute précision, meilleure que (0,005%) est nécessaire. Les deux éléments de terres rares sont largement distribués dans les minéraux et les roches avec des concentrations dans la gamme basse μg g-1 et en dessous. L’application originale de la méthode Sm-Nd s’est concentrée sur les travaux cosmochimiques pour caractériser les météorites et les échantillons lunaires. La technique géochronologique permet de dater les roches ignées, les achondrites et les météorites chondrites jusqu’à l’âge précambrien. L’évolution isotopique du Nd dans la Terre est décrite par la désintégration du 147Sm dans un « réservoir uniforme chondritique », appelé CHUR (Faure, 2005).
Les TIMS et MC-ICP-MS à collecteurs multiples (MC) sont actuellement utilisés pour la mesure précise des rapports isotopiques du néodyme, avec des précisions internes et externes d’environ 0,002% et environ 0,005%, respectivement. Récemment, Li et ses collègues ont décrit une méthode MC-TIMS avec l’instrument Triton pour déterminer directement les rapports isotopiques 143Nd/144Nd dans la fraction ETR pour les échantillons géologiques sans séparation de Sm-Nd (Li et al., 2011). Cette méthode avait déjà été développée pour une analyse isotopique précise par MC-ICP-MS (Yang et al., 2010).
Méthodes de datation de Lu-Hf
Il a été reconnu que le système isotopique Lu-Hf dans le zircon est un outil puissant pour déchiffrer l’évolution de la croûte et du manteau de la Terre (Hakesworth et Kemp, 2006 ; Harrison et al., 2005 ; Kinny et Maas, 2003). Le zircon contient normalement 0,5-2 % en poids de Hf, ce qui entraîne un rapport Lu/Hf extrêmement faible (176Lu/177Hf <0,002) et par conséquent une croissance radiogénique négligeable du 176Hf due à la désintégration β- du 176Lu. Par conséquent, le rapport 176Hf/177Hf du zircon peut être considéré comme la valeur initiale lors de sa cristallisation. La LA-ICP-MS appliquant un instrument à collecteurs d’ions multiples a été employée pour étudier la composition isotopique du hafnium du zircon et des étalons de baddeleyite en géochronologie U-Pb (Wu et al, 2006).
Méthode Re-Os pour la datation
La méthode Re-Os présente un intérêt particulier pour la datation des minerais, minéraux ou météorites très anciens riches en Re, où 187Os est formé par la désintégration β- de l’isotope 187Re à longue durée de vie avec une demi-vie de 4,23 × 1010. En 1937, Nier a effectué une analyse isotopique de l’osmium en utilisant OsO4 (Nier, 1937). La première preuve de la présence de 187Os hautement enrichi (~99,5%) dans la molybdénite a été trouvée par Hintenberger et al. (1954). Depuis lors, le 187Os a été utilisé comme un puissant traceur géochimique mesuré par l’analyse isotopique sensible et précise du Os (Meisel et al., 2001 ; Völkening et al., 1991). Du 187Os hautement enrichi (formé par la désintégration radioactive de 187Re) peut être préparé à partir de minerais ré-riches précambriens à faible teneur initiale en osmium (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr and Merz, 1955 ; Herr et al., 1961) ont démontré que la méthode Re-Os peut être utilisée pour dater les météorites ferreuses et les échantillons terrestres tels que la molybdénite.
L’âge d’un minéral peut être calculé via la technique isochrone en utilisant
avec
187Os/186Os = rapport de ces isotopes de l’osmium au moment présent
(187Os/186Os)0 = rapport initial de ces isotopes d’osmium au moment où le système est devenu fermé à Re et Os (t = 0)
(187Re/186Os) = rapport de ces isotopes au moment présent
λ = constante de désintégration de 187Re (1.5 × 10-11 a-1),
t = temps écoulé depuis que le système est devenu fermé à Re et Os.
Un échantillon naturel hautement enrichi de 187Os avec une abondance isotopique de 99,44% (Becker et Dietze, 1995) (valeur de la table IUPAC : 1,96% (1999)) a été caractérisé par ICP-QMS dans plusieurs laboratoires européens en comparaison avec SIMS, SNMS et GDMS avec un bon accord. La meilleure précision pour une mesure d’abondance isotopique de 187Os a été obtenue en 1995 par SIMS avec un seul collecteur d’ions (CAMECA 4f IMS ; 187Os = 99,46 ± 0,01%). Boulyga et al. (2002a) ont étudié des échantillons naturels d’Os enrichis en 187Os mesurés par ICP-MS à champ sectoriel à double focalisation avec des systèmes à collecteur d’ions unique et multiple dans le laboratoire de l’auteur et un travail similaire a également été effectué par Halicz au Geological Survey Israel. L’abondance de 187Os, par exemple 98,93 %, obtenue avec des instruments différents, était en bon accord. Cet enrichissement de 187Os dans les deux échantillons est le résultat de la désintégration β de 187Re dans les vieux minéraux. La précision des mesures du rapport isotopique 188Os/192Os sur l’échantillon d’osmium métallique était de 0,09% pour l’ICP-MS à champ sectoriel à double focalisation avec un seul collecteur d’ions, de 0,08% pour l’ICP-MS quadripolaire avec une cellule de collision hexapolaire (ICP-CC-QMS) et de 0,003% en utilisant le MC-ICP-MS de Nu Instruments (Boulyga et al., 2002a). L’analyse in situ du rapport isotopique Os des iridosmines avec une précision pour la mesure du rapport isotopique microlocal de 0,05% a été réalisée par Hirata et ses collègues avec LA-MC-ICP-MS en utilisant le VG Plasma 54 (Hirata et al., 1998). Pearson et al. (2002) ont fait état de mesures in situ des isotopes de Re-Os dans les sulfures du manteau par LA-MC-ICP-MS (Nu Instrument) et dans la molybdénite en comparaison avec le NTIMS par Selby et Creaser (2004).
Le système potassium-argon/calcium
La technique de datation par âge du potassium-argon créée par Aldrich et Nier (1948) est l’une des premières méthodes géochronologiques utilisant la spectrométrie de masse à source gazeuse pour déterminer le 40Ar radiogénique dans les minéraux riches en potassium. Le 40K est un nucléide radioactif dont la demi-vie est de t1/2 = 1,26 × 109 a, dont 11,2 % se désintègre en 40K par capture d’électrons et 88,8 % en 40Ca. Ces deux désintégrations peuvent être utilisées pour des études géochronologiques.
Un spectromètre de masse à source gazeuse statique a été combiné à une extraction à l’argon en ligne (Dalrymple et Lanphere, 1969). Évidemment, le radionucléide mère 40K est moins abondant (0,017%). L’abondance de K dans la plupart des minéraux est élevée et l’argon est un gaz noble rare dans les minéraux. Par conséquent, le géochronomètre K-Ar est une technique très utile utilisée aujourd’hui sur les minéraux contenant du K et sur les roches qui retiennent quantitativement l’argon radiogénique. La géochronologie K-Ar est appliquée pour la datation des biotites, des muskovites et de la hornblende des roches métamorphiques ignées plutoniques et des feldspaths des roches volcaniques de matériaux plus jeunes jusqu’à l’âge précambrien (Faure, 2005).
Les difficultés de la datation par l’âge K-Ar sont dues à la perte d’Ar de différentes phases minérales comme le feldspath ou la biotite, qui est plus élevée que dans la hornblende, ce qui entraîne une datation incorrecte des roches (Hart, 1964).
Parce que le 40Ca est l’isotope naturel du Ca le plus abondant avec une abondance isotopique de 96,93% et que le Ca est un élément abondant dans la croûte terrestre, alors que le nucléide mère 40K (0.017%) est un isotope peu abondant du potassium, l’enrichissement du 40Ca dû à la désintégration radioactive du 40K dans les échantillons géologiques est très faible et, par conséquent, la détection du 40Ca radiogénique en présence de Ca « commun » est extrêmement difficile. En outre, il peut y avoir des effets de fractionnement des isotopes du Ca sur les matériaux provenant de la Terre et d’autres corps du système solaire (Russell et al., 1978) et des effets de fractionnement pendant la préparation des échantillons et les mesures par spectrométrie de masse (fractionnement isotopique instrumental), de sorte que le système K-Ca est moins robuste et plus difficile à utiliser pour la géochronologie, sauf pour des applications spéciales. Les problèmes liés à l’utilisation du géochronomètre K-Ca pour les études pétrogéniques et les micas de l’Archéen, de manière similaire au système Rb-Sr utilisant le MC-TIMS, ont été examinés par Nelson et McCulloch (1989a) et Fletcher et al. (1997a,b). Il est peu probable que la méthode K-Ca remplace les techniques K-Ar et Rb-Sr pour la datation des roches ignées cristallines, car elle est plus difficile à appliquer et à atteindre une précision comparable (Faure, 2005).
Datation au 14C
Le 14C avec une demi-vie de 5730 a est produit par l’interaction des neutrons des rayons cosmiques via une réaction (n,p) avec le 14N et est soumis à une désintégration β- pour former l’isotope stable 14N. Le 14C est le radionucléide cosmogène le plus important pour la datation de l’âge des matériaux carbonés. Pour caractériser des échantillons plus récents, la datation radiocarbone par 14C à l’aide de la spectrométrie de masse par accélérateur (AMS) est la méthode de choix pour mesurer le 14C dans les échantillons produits par les retombées d’explosions nucléaires (par exemple, en médecine légale) (Kutschera, 2005). Cette technique permet d’étudier les variations du 14C avant et après la bombe dans des profils de tourbe modernes (jusqu’à un âge de 400 a) pour la construction de modèles âge-profondeur (Goslar et al., 2005). La datation de l’âge des échantillons modernes est possible par des mesures précises du radiocarbone à l’aide de l’AMS, en raison de l’important pic de concentration de 14C atmosphérique de la bombe nucléaire, intégré sur un intervalle de temps dont la longueur est spécifique à la section de tourbe. Dans les couches de tourbe couvertes par le pic de la bombe, les âges calendaires des échantillons individuels de tourbe peuvent être déterminés avec une précision de 2 à 3 ans (Goslar et al., 2005). La datation au radiocarbone a été utilisée pour déterminer, par exemple, l’âge du célèbre homme des glaces « Ötzi » en analysant de petits morceaux de tissus et d’os. Les mesures de 14C/12C par AMS ont révélé qu’Ötzi a vécu entre 5100 et 5350 ans (Kutschera 2005). Outre la datation au radiocarbone, le 14C est utilisé dans les études climatiques, les applications biomédicales et de nombreux autres domaines. (Hellborg et Skog, 2008)