LA RADIOACTIVITE DES ROCHES

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N°170, novembre 2011

1. INTRODUCTION GENERALITES

Afin de nous resituer dans le contexte, je renvoie le lecteur à l’article « La radioactivité et la géologie ». Cette fois, j’aborderai plus spécifiquement la radioactivité des différentes familles de roches.
Les roches magmatiques issues du magma se forment en profondeur là où la chaleur due aux éléments radioactifs est importante. Ce sont des roches, comme les roches métamorphiques, du type « cristallines » car lors du refroidissement il s’y forme des cristaux dont la taille est inversement proportionnelle à la vitesse de refroidissement : plus le refroidissement est rapide plus petits sont les cristaux et inversement.
Notre planète est un corps tiède dont la chaleur interne est due à la désintégration des éléments radioactifs incorporés, dans ses roches. Cette radioactivité qui maintient une température clémente est l’une des causes, qui ont favorisé l’éclosion de la vie sur Terre. Seule une faible proportion de cette chaleur s’échappe du globe en raison de ses dimensions. La désintégration des isotopes 235U (0,70 milliards d’années), 238U (4,47 milliards d’années), 232Th (14 milliards d’années) et 40K (1,28 milliards d’années) est à l’origine des 80% de l’énergie émergeant à la surface du sol. Cette énergie est en constante diminution à la suite de la disparition de ces éléments radioactifs selon la loi de décroissance exponentielle propre à chaque élément (demi-vie).
Si l’on se reporte aux radioéléments appartenant aux trois grandes familles radioactives naturelles (235U, 238U, 232Th), on peut dire que d’un point de vue géologique et géochimique, leur évolution et répartition dépendent essentiellement de celles de l’uranium et du thorium. En dehors de ces trois familles, seul le 40K (potassium) est susceptible de jouer un rôle en radiogéologie, les autres éléments étant rares et de faible activité.


II. L’URANIUM

L’uranium de numéro atomique Z = 92 est classé dans les atomes à sept couches électroniques. Son nombre de masse est 238,03. Il fait partie du groupe des actinides de la classification périodique, qui comprend les éléments chimiques se situant entre l’actinium et le lawrencium, dont le nombre atomique varie de Z = 89 à Z = 103. Ce sont tous des éléments radioactifs et ils ont des propriétés chimiques voisines. Les actinides dont le numéro atomique est supérieur à 92 sont des éléments artificiels appelés transuraniens. Ils sont générés par la capture de neutrons, sans fission.

Bien que le minerai d’uranium soit connu depuis le Moyen Age, où il est signalé à plusieurs reprises, notamment en Saxe, l’oxyde d’uranium ne sera découvert qu’en 1789, par le chimiste autrichien Martin-Heinrich Klaproth (1743-1817). La couleur du minerai qui évoque la poix, lui valu le nom de pechblende (pech signifiant poix en allemand). C’est en chauffant un échantillon de pechblende en provenance de la mine de St-Joachimsthal, en Bohême, que Klapoth isole l’oxyde d’uranium auquel il donne le nom d’urane en référence à la découverte de la planète Uranus faite par Williams Herschel (1738-1822) huit ans plus tôt (1781).

En 1841, le chimiste français Eugène-Melchior Péligot (1811-1890) détermine que l’urane est composé de deux atomes d’oxygène et d’un atome d’un métal qu’il nomme uranium (UO2). Il estime sa masse volumique à 19 g/cm³.

Ce n’est qu’en 1896 qu’Henri Becquerel (1852-1906) met en évidence la radioactivité de l’uranium, en découvrant des plaques photographiques impressionnées placées à côté de sels d’uranium à l’abri de la lumière. Ensuite, Marie et Pierre Curie vont extraire, dans des conditions pénibles, de la pechblende deux nouveaux éléments, le radium et le polonium.

Avant la découverte du radium, le minerai d’uranium trouvait un emploi limité, comme pigment dans la manufacture des verres colorés, dans la céramique et la faïence, sous forme de diuranate de sodium (Na2U2O7) ou d’ammonium ((NH4)2U2O7). On le retrouvait aussi à de très faibles concentrations, pour colorer des céramiques dentaires. Il a été également utilisé comme additif dans la métallurgie pour obtenir de alliages rares, ou de catalyseur dans certaines réactions chimiques spécialisées et dans les films photographiques. Il sert aussi de lest à la place du plomb, en raison de sa forte densité (18,7). C’est ainsi, qu’en 1974, Eric Tabarly recourt à l’uranium pour alourdir son Pen Duick VI. En 1975, les Français mettent en orbite un satellite très compact du nom de Starlette, constitué d’un alliage à 1,5% de molybdène et 98,5% d’uranium afin de pouvoir viser au laser cet objet ressemblant, autant que possible, à un point matériel. Ironie de l’histoire, l’uranium a été longtemps utilisé comme blindage contre les radiations !

Après la découverte du radium, le minerai d’uranium fut exploité massivement pour en extraire le radium destiné à des fins thérapeutiques. Entre 1900 et 1939, les 7.500 tonnes extraites du sous-sol fournissent 900 g de radium. Il deviendra un élément stratégique lorsque, le 17 décembre 1938 Otto Hahn (1879-1968) et son assistant Fritz Strassmann (1902-1980) réalisent la première fission d’un atome d’uranium. Le sort de l’humanité allait changer !

Sa faible radioactivité génère une puissance de 0,1 W/tonne. Cette énergie est environ 1.000.000 de fois supérieure à celle dégagée par les combustibles fossiles, pour une masse équivalente, d’où son emploi dans l’industrie nucléaire.

C’est un élément chimiquement très réactif, du fait qu’il possède quatre valences[1] possibles (+III à +VI), les valences IV et VI étant les plus répandues dans les minerais. Sous la valence VI (ion uralyne), l’uranium est soluble, il forme avec l’ion carbonate des complexes très stables lui assurant une grande mobilité ; sous la valence IV, il est insoluble et présente alors des similitudes de comportement avec le thorium. Les conditions de passage de la valence IV à la valence VI dépendent du potentiel d’oxydoréduction du milieu.

Sa très forte affinité pour les oxyhydroxydes de fer, fait que lors de changements des conditions d’oxydoréduction, une diminution de la teneur en oxygène (condition réductrice) engendre une précipitation rapide de l’uranium sous formes d’oxyde (UO2). C’est ce type de précipitation qui est à l’origine du gisement d’Oklo (réacteur naturel) dont nous parlerons dans un article sur les gisements.

L’uranium se combine facilement pour former de nombreux composés chimiques dans la nature. C’est ainsi qu’on le retrouve dans pratiquement toutes les roches, où il s’allie avec des éléments tels que l’oxygène, l’azote, le soufre, le carbone, ou sous forme d’oxyde, de nitrate, de sulfure ou de carbonate. Par exemple, en combinaison avec l’oxygène, sous forme d’oxyde uraneux (UO2), il est l’un des constituant de l’uranite et de la pechblende deux des principaux minerais d’uranium.

Les formes d’oxydes d’uranium les plus répandus, U3O8 et UO2, sont solides, peu soluble dans l’eau et stables dans un large domaine de conditions environnementales. Le premier est le plus stable des composés d’uranium et le plus fréquent dans la nature. Le deuxième est utilisé pour obtenir le combustible des réacteurs. De part leur stabilité, ces oxydes sont choisis pour l’entreposage et le stockage de l’uranium.

Dans les calcaires, il s’allie aux carbonates. Dans les roches argileuses (argiles, schistes, phyllades) il se fixe sur les minéraux argileux et les matières organiques. Dans les roches gréseuses (sables, grès, quartzites), il peut se localiser dans les minéraux lourds comme par exemple les zircons ou les monazites. Il est également présent dans les roches magmatiques (granites).

L’uranium à l’état naturel est un élément fréquent, dont l’abondance est supérieure à celle de l’argent et l’or, et comparable à celle du molybdène ou de l’arsenic. Cependant, il est quatre fois moins abondant que le thorium. On le trouve en traces partout, dans le manteau et l’écorce terrestre, dans l’eau de mer et l’eau douce. Dans cette dernière, les concentrations  sont de l’ordre du µg/l, mais dans certains cas exceptionnels elles peuvent atteindre la dizaine de mg/l. Dans l’eau de mer, la concentration d’uranium est de 3,3 µg/l. On estime que les océans contiennent 4 milliards de tonnes d’uranium qui se renouvellent chaque année à raison de 20.000 tonnes grâce à l’apport des cours d’eau.

Même notre organisme comporte des traces d’uranium, à raison de 90 µg provenant de l’air que nous respirons, de l’eau et des aliments absorbés. Environ 66% se situent dans le squelette, 16% dans le foie, 8% dans les reins et les 10% restants dans les autres tissus.

Sa concentration varie en fonction du type de roche, et dans une même roche sa répartition peut être hétérogène. De plus, des processus géophysiques sont à l’origine des gisements d’uranium que l’on retrouve dans certaines couches rocheuses, dans des fractures ou dans des cavités. En moyenne, ces concentrations dans les sols sont de 3 à 4 ppm[2], mais elles peuvent atteindre 80 ppm dans certains schistes et 350 ppm dans les phosphates. Les teneurs les plus élevées se retrouve dans les roches magmatiques acides : de 1 à 6 ppm dans les granites et dans les syénites, de 2 à 7 dans les rhyolites et dans les trachytes, de 0,2 à 2 dans les gabbros et dans les diorites, de 0,2 à 4 dans les basaltes et dans les andésites, de 0,001 à 0,03 dans les roches ultrabasiques, de 0,1 à 30 dans les roches alcalines.


III. LE THORIUM

Le thorium de numéro atomique Z = 90 est, comme l’uranium, classé dans les atomes à sept couches électroniques. Il fait également partie de la famille des actinides du tableau périodique. Sa masse atomique est de 232,03806.

C’est en analysant un échantillon d’un minéral noir en provenance de l’île de Løvøy, en Norvège, que le chimiste suédois Jöns Jakob Berzelius (1779-1848), en 1829, découvre un nouvel élément qu’il nomme thorium d’après Thor, le dieu scandinave du tonnerre. Ce n’est qu’en 1889, que Marie Curie découvrit, en même temps que le chimiste allemand Gerhard Carl Schmidt (1865-1949), la radioactivité du thorium. Entre 1900 et 1903, Ernest Rutherford (1871-1937) et Frederick Soddy (1877-1956) démontrent que le thorium se désintègre selon une loi de décroissance exponentielle en une série d’autres éléments, ce qui les amènent à considérer la demi-vie comme l’une des caractéristiques importantes des éléments radioactifs. En 1907, Rutherford donne le nom d’ionium à l’un des éléments de la chaîne de désintégration de l’238U, avant que l’on ne réalise qu’en fait, il s’agit d’un isotope du Th, le 230Th.

Une nouvelle technique, la méthode de la zone fondue, mise au point par les chimistes néerlandais Eduard van Arkel (1893-1976) et Jan Hendrik de Boer (1899-1971), en 1925, permet de produire du thorium métallique de grande pureté. La méthode consiste à faire fondre, généralement par induction électromagnétique, une barre de métal dans un creuset, et de déplacer lentement la zone de fusion d’un bout à l’autre de la barre, toujours dans le même sens. Lors de la recristallisation, les impuretés se concentrent préférentiellement dans la zone fondue ; à chaque passage la barre est un peu plus purifiée, les impuretés s’accumulant à l’extrémité de la barre.

Dans la nature le thorium existe, pratiquement à 100%, sous la forme 232Th. D’autres isotopes se retrouvent à l’état de traces et proviennent de la chaîne de désintégration du 232Th (228Th ; 1,91 an) ; de l’238U (230Th ; 75.000 ans) ; et de l’235U (231Th ; 25,2 h). Tous les isotopes du thorium sont radioactifs. Le 232Th a la demi-vie très la plus longue parmi les éléments radioactifs naturel : 14,05.109 années, soit près de trois fois l’âge de la Terre. Cela en fait un élément mononucléidique, c’est-à-dire un élément naturellement présent sur Terre uniquement sous la forme d’un seul nucléide dont la masse atomique est caractéristique. Son abondance naturelle comporte un seul isotope stable, ou, dans ce cas-ci, un isotope instable à très longue durée de vie.

De plus, 232Th est un isotope fertile car il produit après capture d’un neutron un isotope fissile, le 233Th.

23290Th + 10n → 23390Th → 23392U + 2e + 2νe

Le deuxième isotope fertile dans la nature est l’238U qui donne par capture neutronique de l’239U.

23892U + 10n → 23292U  → 23994Pu + 2e + 2νe

Ces deux éléments peuvent être utilisés pour produire de l’énergie dans des réacteurs adaptés pour la surgénération. L’238U est utilisé dans un grand nombre de réalisations et est l’unique voie pour obtenir du 239Pu. Par contre, le 232Th n’a été utilisé jusqu’à présent qu’à titre expérimental, le principal obstacle étant qu’il n’est pas fissile mais simplement fertile, et que la fission de l’233U produit une faible quantité de neutrons.

Le thorium se trouve dans la majorité des roches et des sols. Il est quatre fois plus abondant que l’uranium et aussi fréquent que le plomb. Sa concentration dans un terrain normale gravite autour de 12 ppm. On le rencontre dans plusieurs minéraux comme la thorite (ThSiO4), la thorianite (ThO2) et surtout la monazite ((Ce,La,Nd,Th)PO4) qui peut contenir jusqu’à 12% d’oxyde de Th.

Ce n’est qu’à partir de 1885 que le thorium trouva une application industrielle dans l’utilisation des manchons à incandescence. L’industrie nucléaire s’y intéresse et l’intègre dans certains réacteurs à haute température HTR (High Temperature Reactor). L’une des options retenues pour alimenter ces réacteurs est le cycle thorium, utilisant l’235U enrichi à 90% ou plus de 232Th. Des prototypes de cette filière ont été construits en Angleterre, en Allemagne et aux Etats-Unis. Les sociétés françaises SFEC et CERCA se sont lancées dans la fabrication de combustible au thorium, mais en 1979, la France a abandonné cette filière. Des études sont en cours afin d’étudier la possibilité de produire de l’énergie à partir  du 232Th au moyen de réacteurs sous-critiques couplés à des accélérateurs de particules.

D’un point de vue militaire, la seule application française connue est l’adjonction de thorium au métal du carter des réacteurs ATAR qui équipe les avions Etendard et Mirage, pour en renforcer la résistance thermique.


IV. LA GEOLOGIE ISOTOPIQUE

La découverte de la radioactivité naturelle a ouvert des perspectives énormes en géologie. Les isotopes peuvent être comparés aux fossiles pour les paléontologues. En effet grâce à eux, il est possible de dater toute une gamme de terrains grâce aux roches qu’ils contiennent et ce à partir des tous premiers instants de la naissance de notre planète.

On peut mesurer la composition isotopique d’un élément chimique grâce au spectromètre de masse inventé en 1910 par sir Joseph John Thompson, physicien anglais (1856 – 1940) et perfectionné en 1919 par le chimiste et physicien anglais Francis William Aston (1877 – 1945).
Son principe est relativement simple et réside dans la séparation en phase gazeuse de molécules chargées (ions) en fonction de leur rapport masse/charge (m/z).
L’échantillon à analyser est ionisé, accéléré dans un champ électrique, puis le jet d’ions ainsi obtenu passe dans un champ magnétique. Les ions sont plus ou moins déviés en fonction de leur masse. A la sortie, ils sont transformés en courants électriques et l’intensité de ceux-ci est proportionnelle à l’abondance relative des diverses masses.


L’appareil comporte quatre parties principales :

        Un système d’introduction de l’échantillon à analyser

        Une source d’ionisation

        Un analyseur qui sépare les ions en fonction du rapport m/z

        Un détecteur et son système d’analyse.

 Spectromètre de masse

Fig. 1 – Principe du spectromètre de masse

 

Grâce à la connaissance isotopique d’un élément inclus dans une roche, les scientifiques peuvent établir des méthodes de datation absolue de celle-ci. Selon l’élément choisi, il est possible de couvrir pratiquement toutes les périodes géologiques. Ainsi, la méthode du 14C ne permet de remonter qu’aux environs de 50.000 ans. Celle du Rubidium – Strontium sert à dater des roches magmatiques ou métamorphiques entre 10 millions d’années à quelques milliards d’années. La méthode Uranium – Thorium – Plomb a permit d’estimer l’âge de la Terre. Citons encore la méthode Potassium – Argon (300 Ma à 100.000 ans), la méthode Argon 39 – Argon 40. Ces différentes méthodes de datation feront l’objet d’une autre série d’articles si le temps m’en donne l’occasion.

V. RADIOACTIVITE DES ROCHES DE BELGIQUE

Le tableau 1 ci-dessous donne les concentrations moyennes en uranium des grandes catégories de roches courantes en Belgique. On constate, à la lecture de celui-ci, que les grès (IDV) et les sables (SL2) sont très peu radioactifs.  Les schistes (RA8, RA32) et les argiles (A7) le sont un peu plus, de par le contenu en thorium dont le thoron (220Rn) est moins dangereux du fait de sa très courte demi-vie que le radon. Les roches carbonatées, calcaires (AN127) ou craies (CP001) contiennent peu d’éléments radioactifs. On remarque également quelques anomalies uranifères comme l’échantillon de schiste revinien de Stavelot (RA9), l’échantillon de grès schisteux siegénien de Daverdisse (AB6), un calcaire (AN146) et un schiste gréseux brun du Carbonifère, marquant le passage entre le Dinantien et le Namurien dans les environs d’Anhée et de Bioul, et enfin,  un phosphate de Ciply (CIP003).

 

Echant.

U (ppm)

Th (ppm)

K2O (%)

Nature de la roche

RA8

3,4

16,4

4,24

Schiste revinien

RA32

2,3

10,9

3,49

Schiste famennien

A7

2,6

11,8

2,87

Argile yprésienne

RA9

42,4

27,4

3,59

Schiste revienien

RA36

2,0

6

0,92

Grès couvinien

IDV

1,7

5

0,13

Grès d’Anor siegénien

SL2

1,1

2

0,83

Sable landénien de Blaton

AB6

25,0

5

2,11

Grès schisteux siegénien

YV1/2

86,2

1

0

Schiste gréseux brun carbonifère

AN127

1,1

5

0,06

Calcaire carbonifère

AN146

8,5

10,3

0

Calcaire carbonifère

CIP001

2,6

1,5

0

Tuffeau de Ciply crétacé

CR001

0,6

0,4

0,01

Craie d’Obourg crétacée

CIP003

40,7

0

0

Phosphate de Ciply crétacé

Tableau 1 – Concentrations moyennes en uranium, thorium et potassium de quelques roches courantes en Belgique

Notre pays ne comporte pas de véritables gisements, mais on y trouve de nombreuses concentrations anormales, comme le montre les échantillons RA9, AB6, YV1/2, AN146 et CIP003 du tableau 1.

Ces différentes anomalies ou indices radioactifs se concentrent spécialement dans le Dévonien de l’Ardenne, comme l’indice radioactif de Daverdisse, ou la zone radioactive constituées de plusieurs niveaux stratiformes ou lenticulaires située dans le Siegénien du Synclinal de Neuchâteau, dans la région de Chiny – la vallée de la Vierre, ou encore à Oizy en bordure de l’anticlinal de l’Ardenne. D’autres zones ont été découvertes dans le Viséen supérieur dans le Bassin de Dinant, dans des couches de transition du Viséen au Namurien.

 A.    Les anomalies radioactives de l’Ardenne belge

Une prospection radiométrique autoportée générale pour l’uranium en Ardenne a été entreprise dans les années 1980 par plusieurs de nos scientifiques (J.- M Charlet, L. Dejonghe, J. Jedwab, Y. Quinif, et bien d’autres.). Il en est découlé, la découverte d’un certain nombre d’anomalies radioactives dans le Dévonien inférieur : dans la région de Chiny – vallée de la Vierre, à Daverdisse et à Oizy.

 Anomalies Dévonien belge

Fig. 2 – Situation géologique des anomalies radioactives du Dévonien inférieur de l’Ardenne (carte géologique d’après Asselberghs (1946) et Beugnies (1982-1984))

1. Massif cambrien                                                        9. Complexe volcanique de la Croix Scaille

2. Gedinnien inférieur                                             10. Failles longitudinales majeures

3. Gedinnien supérieur (formation G2a)    11. Autres failles

4. Gedinnien supérieur (formation G2b)    12. Rivières

5. Siegenien inférieur                                                13. Autoroutes

6. Siegenien moyen                                                     14. Anomalies uranifères principales

7. Siegenien supérieur                                              15. Frontières

8. Jurassique

1.     Anomalies de la région de Chiny – vallée de la Vierre

On les retrouve dans une série de niveaux radioactifs stratiformes ou lenticulaires, dans une zone schistogréseuse du Siegenien inférieur du Synclinal de Neuchâteau, de près de 3 Km s’étendant d’ouest en est dans les vallées de la Semois et de la Vierre. Ces niveaux d’anomalies s’insèrent dans des schistes gréseux de couleur sombre (faciès des « schistes noirs ») et les teneurs en uranium peuvent atteindre 250 ppm. Ils se seraient formés durant la sédimentation (synsédimentation) suivie d’une mobilisation et d’une précipitation selon des processus d’oxydo-réduction. Minéralogiquement, il s’exprime sous forme de phosphoarseniates d’U et de Cu.

 2.     Anomalie de Daverdisse

Cette anomalie très localisée se situe dans la vallée de la Lesse près de Daverdisse. Nous sommes, dans cette zone de la Haute Lesse, dans les formations plissées et faillées du Dévonien inférieur. A l’endroit de l’anomalie on rencontre, en affleurement, des phyllades, des quartzophyllades, des grès argileux et des quartzites de la formation de St. Hubert.

L’indice coïncide avec une fracture transversale varisque de faible intensité. Elle est essentiellement liée à l’uranium avec des teneurs pouvant atteindre 0,3%.

D’un point de vue minéralogique, plus d’une vingtaine de minéraux, dont plusieurs étaient nouveaux pour la Belgique,  y ont été détectés par différentes méthodes : lames minces, microsonde électronique et spectromètre à dispersion. Les échantillons ainsi analysés ont permis d’établir la présence de minéraux appartenant à cinq familles principales (voir tableau 2) :

        Oxydes

        Séléniures, sulfures et métaux natifs

        Sulfates

        Phosphates

        Hydroxydes et oxysels

OXYDES                                                        SELENIURES, SZULFURES &

                                                                       METAUX NATIFS

 

Uraninite                                                          Clausthalite

Brannerite                                                        Tiemannite

Rutile(s)                                                          (Bravoite)

Anatase                                                           Pyrite

Oxyde rouge à U-Ti-Fe                                     Chalcopyrite

Quartz                                                             (Bohdanowiczite)

(Oxyde de bismuth)                                          (Naumannite)

                                                                       (Argentite ou acanthite)

SULFATES                                                      (Amalgame Ag-Hg)

                                                                       (Hg-Ag-Se)

Jarosite                                                            (Pb-Bi-Hg-Se)

(Plumbojarosite)                                               (Fe-Sb-S)

(Sulfate de Fe)                                                 (Ag)

                                                                       (Au-Pd)

 

HYDROXYDES                                              PHOSPHATES

 

(Hydroxyde de Fe à U, Bi, Zr)                           Xénotime

(Hydroxychlorure de Fe)                                   Tobernite

                                                                       Autunite

 

 

 Tableau 2 – Minéraux rencontrés dans les diverses paragenèses de Daverdisse (d’après J. Jedwab & L. Dejonghe)

L’origine de cet indice, du fait de sa coïncidence avec une fracture, pourrait être épigénique, c’est-à-dire que ce faible gisement métallifère s’est formé secondairement, les apports des minéraux étant liés à des solutions hydrothermales. En d’autres mots, à Daverdisse, l’uranium a été concentré et séparé du thorium et du plomb par lessivage des sédiments hôtes, durant l’orogenèse varisque, pour ensuite se déposer au niveau d’une fracture.

3.     Anomalie d’Oizy 

Cette anomalie se situe dans des fractures qui se sont ouvertes au sommet du Gedinnien inférieur, et qui ont été colmatées par des oxy-hydroxydes de Fe (goethite, lépidocrocite) et des minéraux argileux illite-kaolinite. L’origine de cet indice est à chercher dans des sols mis en place sous un climat subtropical durant la période Eocène-Miocène. L’uranium que l’on y trouve a dû vraisemblablement migré depuis la surface pour se bloquer sur les oxy-hydroxydes de Fe et les argiles de remplissage. Il est possible que l’uranium et le plomb uranogénique associés proviennent d’anomalies antérieures antédévoniennes, vraisemblablement cambriennes, pour ensuite être piégés au niveau d’un remplissage limonitique de fracture au Tertiaire.

 B.    Les anomalies radioactives du Viséen supérieur dans le Bassin de Dinant

 Anomalies Viséen belge

Fig. 3 – Localisation des principales anomalies radiométriques du Viséen supérieur du Bassin de Dinant (d’après Charlet J.-M., Ndziba M., Quinif Y.)

a. Dévonien inférieur ; b. Dévonien moyen ; c. Dévonien supérieur ; d. Dinantien ; e. Namurien

1. Florennes ; 2. Bioul (centre) ; 3. carrière de la Noire Terre (Bioul) ; 4. carrière de Jaiffe (Warnant) ; 5. bois de Warnant ; 6. route de Haut-le-Wastia ; 7. bois du Curé (Haut-les-Wastia) ; 8. lieu-dit Plantisse (Haut-les-Wastia) ; 9. chemin forestier des ruines de Poilvache, à la vallée de la Meuse ; 10. mont d’Houx (route de Purnode) ; 11. tranchée du chemin de fer ; 12. au N-E de Modave (talus de route) ; 13. route Modave-Ocquier

 

L’existence locale d’anomalies radiométriques dans le Viséen supérieur/Namurien de Belgique avait été signalée très tôt dans le Bassin de Namur par E. Legrand et confirmée par les travaux de J.-M. Charlet et al. (1977 et 1979) pour la région de Blaton et par ceux de A. Herbosch et al. (1979) pour la région de Visé. Le levé radiométrique autoporté, conduit par la Faculté Polytechnique de Mons, a permis de circonscrire un grand nombre de zones anomaliques nouvelles dans le bassin de Dinant. Ainsi plus d’une dizaine d’anomalies ont été localisées par voie aéroportée et par prospection scintillométrique pédestre. Elles apparaissent dans tous les synclinaux namuriens du Bassin de Dinant où les conditions d’affleurement permettent l’observation du contact Namurien-Viséen.

Géologiquement, ces anomalies se situent dans les schistes qui constituent les « couches de passage » du Viséen supérieur (V3c) et qui se sont formés lors du confinement d’un bassin à la fin du Viséen.

De l’étude géologique, radiométrique et géochimique du V3c du Bassin de Dinant, se sont dégagés les résultats suivants :

        le V3c de cette entité présente une zone d’anomalies radiométriques, stratiforme et d’extension régionale, repérable aux affleurements. La spectrométrie γ montre que l’uranium est responsable de ces anomalies, les autres éléments radioactifs naturels (Th, K4O) étant en concentrations très faibles ;

        La comparaison entre les différents horizons du V3c supérieur (schistes, calcaires, nodules phosphates) ne montre pas de différences essentielles entre les constituants des faciès uranifères et les autres faciès. Toutefois, l’enrichissement en uranium correspond à un enrichissement en phosphate de toute la série ;

        Les processus de concentration de l’uranium diffèrent selon  que l’on considère la base ou le sommet de V3c supérieur. A la base, l’uranium est fixé préférentiellement par les matières réductrices tandis qu’au sommet ce sont les phosphates qui jouent le rôle de fixateur.

        Le passage du Namurien au Viséen se marque par :

o      une absence d’anomalies radiométriques véritables ainsi que celle d’une phophatogenèse au niveau des calcaires namurien, avec présence de quartz détritique ;

o      une teneur déjà élevée en uranium des calcaires à Conodontes de la base du V3c supérieur

o      des anomalies radiométriques bien marquées dans les schistes du V3c supérieur, avec phophatogenèse progressive de la base au sommet.

        L’anomalie radioactive du passage Viséen-Namurien peut constituer un excellent marqueur stratigraphique

VI.      METHODES DE MESURE DES TENEURS EN ELEMENTS RADIOACTIFS DES ROCHES

Différentes méthodes permettent de déterminer les teneurs en éléments radioactifs des roches. Ainsi, l’étude de la radioactivité des roches magmatiques a été au début faite par des méthodes radiochimiques qui déterminaient la quantité de radon qu’elles contenaient. Nous aborderons l’histoire du radon dans un article ultérieur. Des mesures plus récentes sont couramment utilisées : mesure par  fluorimétrie ou par plaques nucléaires.

 A.    La fluorimétrie ou spectroscopie de fluorescence

C’est une technique de dosage qui utilise la propriété de certaines substances d’être fluorescente. Elle consiste à mesurer la fluorescence qui est proportionnelle à la concentration de l’élément. Ce type de spectroscopie implique l’utilisation d’une source lumineuse (habituellement dans l’ultraviolet) dont les rayons vont exciter les électrons des atomes de l’élément étudié et leur faire émettre une lumière de plus basse énergie. Pour les dosages de l’ordre du µg/L, on utilise des lasers qui permettent de réaliser une fluorescence atomique. Les instruments utilisés à cet effet sont des fluorimètres.

Cette méthode est utilisée pour effectuer le dosage d’uranium dans un échantillon. On réalise une perle par fusion d’un sel d’uranium et de fluorure de sodium. Celle-ci a la propriété de devenir fluorescente jaune sous l’action d’un rayonnement ultraviolet. La mesure de la fluorescence se fait au moyen d’une cellule photoélectrique suivie d’un amplificateur et d’un galvanomètre.

 Une technique plus sophistiquée est la spectrométrie de fluorescence X (SFX ou FX, ou en anglais XRF pour X-ray fluorescence). Cette méthode d’analyse chimique utilise une propriété physique de la matière, la fluorescence de rayons X. Dans ce cas, la source de rayonnement est une source de rayons X qui provoque une émission secondaire de rayons X au niveau de l’échantillon. C’est la fluorescence de rayons X. Le spectre des rayons X émis par la matière est caractéristique de la composition de celle-ci. On peut en déduire la composition élémentaire, c’est-à-dire les concentrations massiques en éléments (fig. 4).

 Spectre d'énergie

 Fig. 4 – Exemple d’un spectre en énergie du rayonnement fluorescent d’un échantillon

 B.    Plaques nucléaires

Cette méthode utilise le pouvoir de réaction des grains d’argent d’une plaque photographique à une émission radioactive. Quand une particule chargée traverse une émulsion photographique, elle ionise des grains d’argent le long de sa trajectoire et perd ainsi une partie de son énergie cinétique. L’analyse des trajectoires observées permet de déterminer le spectre d’énergie des particules émises par l’échantillon analysé.

Dans la pratique, on dépose une lame mince de l’échantillon à analyser sur une plaque nucléaire pendant un certain temps. On éclaire légèrement l’émulsion à travers la lame mince. Après développement, les éléments sombres se dessinent en clair et permettent un repérage très précis. On remarque également les traces des rayons α qui indiquent la position des éléments radioactifs (fig. 5)

  radioactivité dans une roche

(à suivre)

 


[1]  La valence d’un élément chimique est le nombre maximal de liaisons chimiques qu’il peut former. Autrement dit, c’est le nombre maximal d’atomes d’un élément univalent avec lesquels un atome de cet élément peut s’associer. La valence d’un atome dans le cadre d’une molécule ou d’un ion est le nombre de liaisons covalentes que cet atome a formé. La valence d’un ion monoatomique en solution est sa charge, on parle alors d’électrovalence.

La couche de valence est la dernière couche électronique d’un atome (couche externe) et la (ou les) sous-couche en cours de remplissage.

[2] ppm : part par millions. Au sens strict, un ppm correspond à un rapport de 10-6, soit, par exemple, un milligramme par kilogramme ; au sens large, un ppm correspond à milligramme par litre : dans ce cas il s’agit d’un abus de langage, car le litre (unité de volume) n’est pas équivalent au kilogramme (unité de masse). En outre, le ppm n’est pas une concentration mais un rapport, c’est-à-dire un quotient sans dimension, à l’instar d’un pourcentage.

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