2.2.5.1. Modèles de datation par la méthode de
210 Pb
En se basant sur des modèles mathématiques qui prédisent la distribution du
210
Pb en
profondeur, il est possible de donner un âge aux différents niveaux d‟une colonne
sédimentaire et donc d‟estimer le taux de sédimentation. L‟activité du
210
Pb dans le
sédiment est fonction du
210 Pb apporté avec les particules (dit
210 Pb en excès,
210 Pbxs) et du
210 Pb produit par la décroissance in situ du
226
Ra (T 1/2 =1620 ans) que l‟on appelle
210 Pb
supporté.
Selon les principes de la radioactivité, l‟activité A (Bq.kg
-1 ) se trouvant à une profondeur
donnée s‟exprime comme suit:
A = A 0 e
-λt
(17)
Où
A 0 représente l‟activité spécifique en surface du sédiment ;
t représente le temps écoulé pour se retrouver à la profondeur x ;
λ représente la constante de désintégration du
210 Pb (0,0311 a
-1 ).
Toutes fois, la distribution du plomb dans une carotte de sédiment peut être perturbée par
plusieurs processus qui peuvent rendre plus compliquée l‟évaluation de la datation,
notamment les phénomènes de diffusion, de bioturbation, de remobilisation et de
granulométrie (Matiscoff et Robins, 1987 ; in Noureddine, 2007).
Deux modèles sont principalement utilisés pour déterminer le taux de sédimentation dans
le milieu marin. Ils sont tous les deux basés sur les hypothèses suivantes :
- Une sédimentation continue ;
- Une absence de remise en suspension à l‟interface eau-sédiment ;
- Une absence de mobilité ou de redistribution du
210 Pb dans les sédiments.
Le premier modèle s‟appelle « Constant Rate Supply » (CRS), et le deuxième s‟appelle
« Constant Initial Concentration » (CIC) (Appleby et Olfield, 1978 ; in Laissaoui et al.,
2008).
Dans le premier modèle, on suppose un apport de
210
Pb de l‟atmosphère constant dans le
temps, fournissant un apport constant au sédiment, indépendamment de tout changement
lié au taux de sédimentation. Ce dernier peut varier selon qu‟il y a une dilution ou une
concentration du
210 Pb.
Dans le modèle « CRS », l‟activité A du
210 Pb cumulée, en dessous du sédiment à une
profondeur x est calculé à partir de l‟expression :
(18)
Dans le deuxième modèle, le rythme d‟accumulation varie dans le temps, naturellement ou
par cause d‟activités anthropiques qui favorisent ou diminuent l‟apport de matière. Cela se
traduit par des profils de
210 Pb non exponentiels en profondeur. L‟hypothèse de base de ce
modèle est que la concentration initiale de
210
Pb dans chaque tranche de sédiment est
constante ( Miralles, 2004, Sabatier,2006).
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210 Pb
En se basant sur des modèles mathématiques qui prédisent la distribution du
210
Pb en
profondeur, il est possible de donner un âge aux différents niveaux d‟une colonne
sédimentaire et donc d‟estimer le taux de sédimentation. L‟activité du
210
Pb dans le
sédiment est fonction du
210 Pb apporté avec les particules (dit
210 Pb en excès,
210 Pbxs) et du
210 Pb produit par la décroissance in situ du
226
Ra (T 1/2 =1620 ans) que l‟on appelle
210 Pb
supporté.
Selon les principes de la radioactivité, l‟activité A (Bq.kg
-1 ) se trouvant à une profondeur
donnée s‟exprime comme suit:
A = A 0 e
-λt
(17)
Où
A 0 représente l‟activité spécifique en surface du sédiment ;
t représente le temps écoulé pour se retrouver à la profondeur x ;
λ représente la constante de désintégration du
210 Pb (0,0311 a
-1 ).
Toutes fois, la distribution du plomb dans une carotte de sédiment peut être perturbée par
plusieurs processus qui peuvent rendre plus compliquée l‟évaluation de la datation,
notamment les phénomènes de diffusion, de bioturbation, de remobilisation et de
granulométrie (Matiscoff et Robins, 1987 ; in Noureddine, 2007).
Deux modèles sont principalement utilisés pour déterminer le taux de sédimentation dans
le milieu marin. Ils sont tous les deux basés sur les hypothèses suivantes :
- Une sédimentation continue ;
- Une absence de remise en suspension à l‟interface eau-sédiment ;
- Une absence de mobilité ou de redistribution du
210 Pb dans les sédiments.
Le premier modèle s‟appelle « Constant Rate Supply » (CRS), et le deuxième s‟appelle
« Constant Initial Concentration » (CIC) (Appleby et Olfield, 1978 ; in Laissaoui et al.,
2008).
Dans le premier modèle, on suppose un apport de
210
Pb de l‟atmosphère constant dans le
temps, fournissant un apport constant au sédiment, indépendamment de tout changement
lié au taux de sédimentation. Ce dernier peut varier selon qu‟il y a une dilution ou une
concentration du
210 Pb.
Dans le modèle « CRS », l‟activité A du
210 Pb cumulée, en dessous du sédiment à une
profondeur x est calculé à partir de l‟expression :
(18)
Dans le deuxième modèle, le rythme d‟accumulation varie dans le temps, naturellement ou
par cause d‟activités anthropiques qui favorisent ou diminuent l‟apport de matière. Cela se
traduit par des profils de
210 Pb non exponentiels en profondeur. L‟hypothèse de base de ce
modèle est que la concentration initiale de
210
Pb dans chaque tranche de sédiment est
constante ( Miralles, 2004, Sabatier,2006).
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