LES ISOTOPES RADIOACTIFS ET LES ISOTOPES RADIOGÉNIQUES
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donc égale à celle de l’isotope se désintégrant le plus lentement, c’est-à-dire 238U. Cependant,
l’équilibre séculaire n’est pas toujours atteint. Ce qui intéresse particulièrement les géochimistes, ce sont les déséquilibres, car ils reflètent la soustraction ou l’ajout de l’isotope fils par
un processus géochimique qu’il est alors possible de quantifier.
Des isotopes aux comportements chimiques très différents se succèdent dans les chaînes
de désintégrations. Par exemple, 238U qui est soluble se désintègre en 234Th insoluble. 226Ra
qui est soluble et non volatile se désintègre en 222Rn qui est un gaz. On trouve également
des isotopes d’un même élément ayant des demi-vies très variées. Par exemple, les isotopes
du Th ont des demi-vies allant de 1 jour (231Th) à 1,4 x 1010ans (232Th). Ces variations de
comportements chimiques et de demi-vies sont utilisées pour étudier différents processus
océaniques.
Le caractère soluble ou insoluble des isotopes est souvent évalué par le pourcentage du
nucléide qui se trouve dans la phase particulaire par rapport à la quantité totale dans l’eau
de mer. On observe généralement :Th (~10 %) > Pb > Pa (~1 %) > Ac > Ra (~0,3 %)>
U(~10’5) > Rn (0 %). La nature précise des phases portant Th et Pb n’est pas clairement
établie. Le Pa a une forte affinité pour la silice biogène. Le Ra a lui très peu d’affinité pour les
particules sauf pour la barytine (BaSO4) dans laquelle il se substitue à Ba. U, qui est stabilisé
en solution par complexation avec les ions carbonates, se substitue au calcium dans l’aragonite ou la calcite, ce qui permet la datation des coraux par recroissance de 23OTh (Exercice
d’approfondissement 5). Il se fixe également sur les oxy-hydroxydes de Fe et de Mn et il est
fortement enrichi par réduction dans les sédiments riches en matière organique dans les
bassins anoxiques et durant la circulation de l’eau de mer dans la croûte océanique (hydrothermalisme). Rn, qui est un gaz inerte, n’est pas incorporé dans les particules.
C’est la nature chimique de l’isotope père qui détermine la fonction d’entrée de l’isotope fils. Ainsi, les isotopes solubles produits par désintégration de parents insolubles sont
apportés à l’océan depuis les continents ou les sédiments. Les isotopes insolubles issus de la
désintégration de parents solubles sont produits dans la colonne d’eau. La répartition dans
l’océan d’un isotope des chaînes de désintégrations dépend de son comportement chimique,
mais également de sa demi-vie et de la répartition de son isotope père (Figure 4.12). Ainsi, les
isotopes d’un même élément peuvent avoir des répartitions horizontales et/ou verticales très
différentes. Il devient alors possible d’utiliser les rapports isotopiques comme des traceurs de
l’origine de la matière contenant ces isotopes.
Ce sont ces différences de comportement chimique entre les isotopes père et fils qui
peuvent créer des différences d’activité entre père et fils : on parle de déséquilibre radioactif.
Certains isotopes sont apportés en excès à l’océan :
par exemple, les eaux continentales apportent à l’océan du radium (élément soluble) en
excès par rapport au thorium (isotopes pères) insoluble (voir chapitre 6) ;
de façon plus surprenante, 238U et 234U, qui appartiennent à la même chaîne de désintégration, ne sont pas à l’équilibre séculaire dans les eaux continentales. En effet, dans
les roches, 238U est bien inséré dans le réseau cristallin des minéraux, mais lors de la
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donc égale à celle de l’isotope se désintégrant le plus lentement, c’est-à-dire 238U. Cependant,
l’équilibre séculaire n’est pas toujours atteint. Ce qui intéresse particulièrement les géochimistes, ce sont les déséquilibres, car ils reflètent la soustraction ou l’ajout de l’isotope fils par
un processus géochimique qu’il est alors possible de quantifier.
Des isotopes aux comportements chimiques très différents se succèdent dans les chaînes
de désintégrations. Par exemple, 238U qui est soluble se désintègre en 234Th insoluble. 226Ra
qui est soluble et non volatile se désintègre en 222Rn qui est un gaz. On trouve également
des isotopes d’un même élément ayant des demi-vies très variées. Par exemple, les isotopes
du Th ont des demi-vies allant de 1 jour (231Th) à 1,4 x 1010ans (232Th). Ces variations de
comportements chimiques et de demi-vies sont utilisées pour étudier différents processus
océaniques.
Le caractère soluble ou insoluble des isotopes est souvent évalué par le pourcentage du
nucléide qui se trouve dans la phase particulaire par rapport à la quantité totale dans l’eau
de mer. On observe généralement :Th (~10 %) > Pb > Pa (~1 %) > Ac > Ra (~0,3 %)>
U(~10’5) > Rn (0 %). La nature précise des phases portant Th et Pb n’est pas clairement
établie. Le Pa a une forte affinité pour la silice biogène. Le Ra a lui très peu d’affinité pour les
particules sauf pour la barytine (BaSO4) dans laquelle il se substitue à Ba. U, qui est stabilisé
en solution par complexation avec les ions carbonates, se substitue au calcium dans l’aragonite ou la calcite, ce qui permet la datation des coraux par recroissance de 23OTh (Exercice
d’approfondissement 5). Il se fixe également sur les oxy-hydroxydes de Fe et de Mn et il est
fortement enrichi par réduction dans les sédiments riches en matière organique dans les
bassins anoxiques et durant la circulation de l’eau de mer dans la croûte océanique (hydrothermalisme). Rn, qui est un gaz inerte, n’est pas incorporé dans les particules.
C’est la nature chimique de l’isotope père qui détermine la fonction d’entrée de l’isotope fils. Ainsi, les isotopes solubles produits par désintégration de parents insolubles sont
apportés à l’océan depuis les continents ou les sédiments. Les isotopes insolubles issus de la
désintégration de parents solubles sont produits dans la colonne d’eau. La répartition dans
l’océan d’un isotope des chaînes de désintégrations dépend de son comportement chimique,
mais également de sa demi-vie et de la répartition de son isotope père (Figure 4.12). Ainsi, les
isotopes d’un même élément peuvent avoir des répartitions horizontales et/ou verticales très
différentes. Il devient alors possible d’utiliser les rapports isotopiques comme des traceurs de
l’origine de la matière contenant ces isotopes.
Ce sont ces différences de comportement chimique entre les isotopes père et fils qui
peuvent créer des différences d’activité entre père et fils : on parle de déséquilibre radioactif.
Certains isotopes sont apportés en excès à l’océan :
par exemple, les eaux continentales apportent à l’océan du radium (élément soluble) en
excès par rapport au thorium (isotopes pères) insoluble (voir chapitre 6) ;
de façon plus surprenante, 238U et 234U, qui appartiennent à la même chaîne de désintégration, ne sont pas à l’équilibre séculaire dans les eaux continentales. En effet, dans
les roches, 238U est bien inséré dans le réseau cristallin des minéraux, mais lors de la