LES ISOTOPES RADIOACTIFS ET LES ISOTOPES RADIOGÉNIQUES
145
Le carbone 14
Le carbone 14 (14C) a une demi-vie de 5 730 ans. Une fois produit dans l’atmosphère, 14C
est oxydé en 14CO2. Cette molécule de gaz carbonique suit alors le cycle du carbone, comme
ses consœurs de 12CO, et 13CO2,en étant incorporé par des êtres vivants ou par l’océan. En
l’absence de perturbation naturelle ou anthropique, la production de 14C dans l’atmosphère
est compensée par la désintégration radioactive dans l’atmosphère, l’océan et la biosphère
continentale. Dans ce cas, la quantité de 14C et le rapport 14C/12C dans l’atmosphère sont
constants (Exercice d’approfondissement 1 du chapitre 5). Quand un échantillon incorpore
du carbone atmosphérique, il assimile donc une proportion donnée de 12C et de l4C. Si ce
même échantillon devient isolé de l’atmosphère (et qu’il évolue en système fermé), sa teneur
en 14C et son rapport 14C/12C décroissent exponentiellement (équation 4.2 pour 14C ; 12C
étant stable sa concentration reste constante). La décroissance radioactive de 14C est utilisée
pour dater les objets sur une période de 50 000 ans environ. Ces datations ont une importance considérable en archéologie aussi bien qu’en paléo-océanographie. L’utilisation du 14C
nécessite cependant de contourner certaines difficultés.
a) D’abord, le 14C est, comme 12C et 13C, est sujet à des fractionnements isotopiques.
Comme pour les isotopes stables, on définit :
/ /14
/ 12p \
\
A14C
- '
Z ^/échantillon
.
1000
(4 1 D
Ô
^échantillon ~ I /14
/12
\
1 X1UUU
V \
/
/atmosphère
/
avec (14C/12C)réf.rence = 1,2 x 1012. Cette valeur correspond à peu près au rapport de l’atmosphère en 1954 juste avant le début des essais nucléaires.
Les variations du rapport 14C/12C sont donc dues à la fois aux fractionnements isotopiques et à la désintégration radioactive de 14C. Pour s’af&anchir des fractionnements isotopiques (qui dépendent de la masse) et ne conserver que l’information liée à la radioactivité,
on utilise le A14C de l’échantillon :
a14C
-
'“‘échantillon
[ [ 1 +
échantillon x h +2x 25 ~
Céchantill2E) - j | X 1000
(4.12)
1000
) V
1000
)
)
où ô13C et ô14C ont été définis au chapitre précédent. Ô14C est la différence relative entre le
rapport 14C/12C de l’échantillon et le rapport moyen de l’atmosphère au cours du dernier
millénaire (estimation faite à partir de l’étude des troncs d’arbres) qui sert de référence. Le
AI4C est le ô14C qu’aurait l’échantillon s’il subissait un fractionnement isotopique dépendant
de la masse tel que son ô13C devienne -25 %o (cette valeur correspond au ôl3C moyen de
la matière organique des plantes en C3 qui sont fréquemment utilisées pour les datations).
b) De plus, le taux de production de 14C varie dans l’espace et dans le temps. La production
de 14C varie avec la latitude, car les hautes latitudes sont moins bien protégées du rayonnement cosmique par le champ magnétique terrestre que les basses latitudes, mais le mélange
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Le carbone 14
Le carbone 14 (14C) a une demi-vie de 5 730 ans. Une fois produit dans l’atmosphère, 14C
est oxydé en 14CO2. Cette molécule de gaz carbonique suit alors le cycle du carbone, comme
ses consœurs de 12CO, et 13CO2,en étant incorporé par des êtres vivants ou par l’océan. En
l’absence de perturbation naturelle ou anthropique, la production de 14C dans l’atmosphère
est compensée par la désintégration radioactive dans l’atmosphère, l’océan et la biosphère
continentale. Dans ce cas, la quantité de 14C et le rapport 14C/12C dans l’atmosphère sont
constants (Exercice d’approfondissement 1 du chapitre 5). Quand un échantillon incorpore
du carbone atmosphérique, il assimile donc une proportion donnée de 12C et de l4C. Si ce
même échantillon devient isolé de l’atmosphère (et qu’il évolue en système fermé), sa teneur
en 14C et son rapport 14C/12C décroissent exponentiellement (équation 4.2 pour 14C ; 12C
étant stable sa concentration reste constante). La décroissance radioactive de 14C est utilisée
pour dater les objets sur une période de 50 000 ans environ. Ces datations ont une importance considérable en archéologie aussi bien qu’en paléo-océanographie. L’utilisation du 14C
nécessite cependant de contourner certaines difficultés.
a) D’abord, le 14C est, comme 12C et 13C, est sujet à des fractionnements isotopiques.
Comme pour les isotopes stables, on définit :
/ /14
/ 12p \
\
A14C
- '
Z ^/échantillon
.
1000
(4 1 D
Ô
^échantillon ~ I /14
/12
\
1 X1UUU
V \
/
/atmosphère
/
avec (14C/12C)réf.rence = 1,2 x 1012. Cette valeur correspond à peu près au rapport de l’atmosphère en 1954 juste avant le début des essais nucléaires.
Les variations du rapport 14C/12C sont donc dues à la fois aux fractionnements isotopiques et à la désintégration radioactive de 14C. Pour s’af&anchir des fractionnements isotopiques (qui dépendent de la masse) et ne conserver que l’information liée à la radioactivité,
on utilise le A14C de l’échantillon :
a14C
-
'“‘échantillon
[ [ 1 +
échantillon x h +2x 25 ~
Céchantill2E) - j | X 1000
(4.12)
1000
) V
1000
)
)
où ô13C et ô14C ont été définis au chapitre précédent. Ô14C est la différence relative entre le
rapport 14C/12C de l’échantillon et le rapport moyen de l’atmosphère au cours du dernier
millénaire (estimation faite à partir de l’étude des troncs d’arbres) qui sert de référence. Le
AI4C est le ô14C qu’aurait l’échantillon s’il subissait un fractionnement isotopique dépendant
de la masse tel que son ô13C devienne -25 %o (cette valeur correspond au ôl3C moyen de
la matière organique des plantes en C3 qui sont fréquemment utilisées pour les datations).
b) De plus, le taux de production de 14C varie dans l’espace et dans le temps. La production
de 14C varie avec la latitude, car les hautes latitudes sont moins bien protégées du rayonnement cosmique par le champ magnétique terrestre que les basses latitudes, mais le mélange