La radioactivité des roches (3)

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 172, mars 2012

Robert Six

I. RADIOACTIVITE DES ROCHES SEDIMENTAIRES

A. Origine des roches sédimentaires

La plupart des roches sédimentaires se forment en milieu aqueux (lacs, mers, océans) et sont composées principalement d’éléments clastiques ou détritiques, qui se sont sédimentés. Ces divers constituants proviennent de la désagrégation, par différents procédés d’érosion, de roches préexistantes : roches magmatiques, métamorphiques et même sédimentaires.

L’érosion sera causée par des phénomènes physiques et mécaniques ou des procédés chimiques ou l’action d’organismes vivants.

On distingue traditionnellement trois origines différentes de sédiments : détritiques, chimiques et biologiques. La distinction ne repose pas sur l’origine première des matériaux mais sur les modalités de transport et de dépôt.

Les éléments détritiques arrachés aux roches du sol sont entraînés par les eaux de ruissellement, l’avancée des glaciers ou les vents. Durant leur transport, ils subiront une usure plus ou moins prononcée selon leur dureté.

Les procédés chimiques peuvent intervenir en présence d’eau lorsque celle-ci est plus ou moins chargée de sels de natures diverses.

Les actions organiques sont souvent causées par des bactéries ou des végétaux inférieurs sous forme d’action chimique, ou par des organismes supérieurs, dont l’action est surtout mécanique.

B. Uranium et thorium dans les roches sédimentaires

Rappelons que la radioactivité naturelle des sols et des roches est due à la présence des trois radioéléments naturels à longue durée de vie : ²³⁸U, ²³²Th, ⁴⁰K et de leurs produits dérivés comme le radium. Selon leur nature, les sols et les roches ont une radioactivité spécifique qui permet de les différencier. Ainsi, les argiles et certains sables résultant de la désagrégation des massifs primaires sont plus radioactifs que les craies et les calcaires.

L’uranium et le thorium des roches sédimentaires proviennent donc directement ou indirectement des roches magmatiques. Du fait de leur densité élevée (U = 18,95 ; Th = 11,72), ils se déposeront partiellement au pied de la roche-mère, ou pendant le transport, ou atteindront le bassin de sédimentation. Les éléments radioactifs, étant de ce fait fortement dispersés, les roches sédimentaires en contiendront moins que la roche-mère. Une roche sédimentaire, déjà pauvre en U et Th, désagrégée à son tour par l’érosion,  donnera des sédiments encore moins riches en ces éléments. Il en résulte que l’U et le Th des roches sédimentaires est, en général, à par quelques placers, à l’état diffus, et que l’on ne trouve pas de gisements uranifères ou thorifères à forte concentration dans ce type de roches.

Les minéraux microscopiques uranifères et thorifères résistent mal à l’érosion. Parmi les plus fragiles citons l’autunite, la pechblende, la samarskite, la thorianite et la thorite. Ils seront détruits avant la sédimentation et donc on les retrouve rarement dans les roches sédimentaires.

Par contre, des inclusions tels que les zircon qui résistent bien aux traitements mécaniques et chimiques seront transportés jusqu’au lieu de dépôt sédimentaire sans subir de modifications majeures.

Enfin, d’autres inclusions, surtout thorifères, de résistance moyenne ne subiront qu’une attaque chimique limitée, comme la monazite, l’apatite et le xénotime. Ces métaux lourds se déposeront en cours de transport, ou s’accumuleront dans des placers très riches.

Nous avons vu dans l’article précédent que l’uranium en milieu oxydant pouvait donné des composés complexes solubles et qui de ce fait peuvent être emportés par les eaux superficielles ou souterraines et entraînés jusqu’aux océans. Par contre, le thorium et ses isotopes sont peu solubles et ont une forte tendance à l’hydrolyse et à être précipités.

C. Classification des roches contenant des éléments radioactifs

Des observations effectuées sur des roches sédimentaires de provenances diverses ont montré que :

• La radioactivité moyenne des sables, des grès, des calcaires et des dolomies est faible ;

• Les argiles, qui absorbent préférentiellement les ions K⁺, sont fortement radioactives ;

• La radioactivité des marnes est fonction de leur teneur en argile ;

• Les gypses et l’anhydrite ont une très faible radioactivité.

On peut classer les roches sédimentaire sur la base du critère « radioactivité » en :

1. Roches à radioactivité élevée :

• La plupart des argiles qui constituent le support préférentiel de fixation des trois éléments radioactifs principaux, et qui peuvent, d’un autre côté, contenir des proportions importantes de matières organiques ou de phosphates, riches en uranium ;

• Les schistes noirs ;
• Les évaporites potassiques ;
• Les phosphates ;

• Certains sables et grès riches en minéraux accessoires à uranium et thorium ;

• Les granites potassiques et les roches qui en découlent par érosion ou métamorphisme.

2. Roches à radioactivité moyenne:
   • Les grès et les sables ;
   • Les gneiss.

3. Roches à radioactivité faible :
   • Les calcaires et les dolomies ;
   • Les charbons en général ;
   • Les évaporites sans potassium, la halite et l’anhydrite ;
   • Les roches basiques et ultrabasiques

Fig. 1 – Radioactivité naturelle des principaux types de roches.

A.P.I. : unité de calibration de l’American Petroleum Institute[1]

D. Distributions des radioéléments

1. Dans les calcaires

D’une manière générale, les calcaires se caractérisent par l’absence de thorium et de potassium, radioéléments liés dans les roches sédimentaires habituelles, à une phase détritique (minéraux argileux lourds). Par contre le clarke[2] de l’uranium se situe aux alentours de 2 ppm.

Ces teneurs relativement faibles s’expliquent par le fait que le calcaire provenant d’organismes aquatiques se forme dans des eaux peu profondes et bien oxygénées, milieu peu favorable à la précipitation de l’U.

Ce dernier élément se concentre dans les calcaires par des processus purement chimiques ou biochimiques. Dans ce type de roches, la radioactivité est généralement très diffuse, mais dans certains cas de calcaires impurs on peut trouver des minéraux plus ou moins actifs. Ainsi, en milieu sédimentaire carboné, les phosphates jouent souvent un rôle fondamental dans la fixation de l’uranium. En milieu marin, l’uranium est fixé par des organismes ou des carbonates d’origine biologique.

2. Dans les roches carbonées

Dans les roches carbonées, on comprend les roches combustibles, d’origine organique. Elles sont constituées par les charbons et les hydrocarbures.

Rappelons que les charbons sont formés par des débris végétaux qui se sont accumulés dans l’eau par sédimentation et qui se sont transformés en milieu anaérobie, sous l’action de microbes. Les différentes phases de la transformation de ces débris végétaux en charbon sont :

• la tourbe, qui correspond au début de leur fossilisation. Sa teneur en carbone peut atteindre 50% de son poids. Elle correspond à des dépôts récents ;

• le lignite qui contient près de 50 à 60% de carbone. Il constitue des dépôts plus anciens ;

• la houille dont la teneur en carbone est de 80 à 90%. Elle participe de dépôts anciens ;

• l’anthracite contenant de 92 à 95% de carbone. C’est une roche que l’on trouve uniquement dans le Paléozoïque (Carbonifère et Permien) ;

• le graphite correspond à la dernière augmentation de carbone (100%). Il constitue des dépôts très anciens dont les couches ont été métamorphisées.

Ces roches carbonées ont généralement des teneurs en éléments radioactifs peu significatives, du fait que les conditions favorables à leur dépôt n’existaient pas lors de leur formation.

Dans le Dakota, aux Etats-Unis, on trouve des lignites contenant 0,005 à 0,02% d’U, ce qui est très faible. Par contre, la combustion de ce lignite donne des cendres dont la teneur varie de 0,05 à 0,1%. Le lignite triasique des Vosges contient 18,8 ppm d’U (G. Jubain, 1955).

Certaines mines de lignite sont des sources de radon et de ses descendants qui peuvent être impliqués dans la genèse de cancers du poumon des travailleurs qui y sont exposés. Les taux peuvent varier fortement selon les lieux et les moments de prélèvements. Par exemple, dans trois mines de lignite de Turquie, on a relevé des concentrations variant de 50±7 à 587±16 Bq/m³ d’air.

La combustion de la houille utilisée dans les centrales thermiques émet des fumées qui sont acides et polluantes. Elles contiennent notamment des traces de vapeur de mercure et de métaux lourds et/ou radioactifs. Les cendres, résidus solides de la combustion du charbon, de ces centrales sont également chargées de métaux lourds avec des traces parfois significatives d’éléments radioactifs, atteignant de 20 à 120 ppm (U, Th, Ra…). Celles-ci accumulées sur les crassiers, sur plusieurs mètres d’épaisseur, sont exposées au vent et à la pluie. Elles sont utilisées comme fond de couche routière, matériaux de remblai ou de construction, avec le risque de polluer les nappes phréatiques.

Fig. 1 – Formation du charbon en 4 étapes

D’après compilation WEB et livres de SVT

Les hydrocarbures naturels sont des composés organiques comprenant des atomes de carbone et d’hydrogène, dont la formule brute est C_nH_m. Ils peuvent être :

• des bitumes libres (gaz, pétroles, cires minérales, asphalte…) solubles dans des solvants particuliers ;

• des bitumes potentiels (pyrobitumes, schistes bitumineux) incorporés dans certaines roches (roches mères) dont ils sont extraits par distillation.

La teneur de ces roches en U est très variable, de quelques millièmes de ppm à quelques centaines de ppm. Cet élément dont on ne sait pas sous quelle forme il s’incorpore à la roche, est soluble dans des acides et sa teneur est fonction du pourcentage de matière organique. Les schistes les plus uranifères sont noirs du fait de leur forte teneur en matière organique. Ils sont généralement riches en sulfures et pauvres en carbonates.

Certains schistes bitumineux sont parmi les roches sédimentaires les plus radioactives. Leur teneur peut varier de 0,001 à 0,035% d’U comme ceux des Etats-Unis. Les schistes bitumineux les plus anciens sont les plus radioactifs. Les plus jeunes, d’âge inférieur au Secondaire, le sont beaucoup moins.

3. Dans les marnes et argilites

Les argiles sont généralement fortement radioactives. Elles contiennent du ⁴⁰K dont les nombreuses charges négatives absorbent le Th et l’U. Il est donc possible, si l’on connaît le contexte géologique, de procéder à une analyse quantitative de la teneur en argile d’une roche en établissant le dosage des trois radioéléments fixés. Par contre, le radium est mobile et se retrouve dans tous les terrains. Pour obtenir une interprétation valable, il faudra mesurer la part du radium dans la radioactivité naturelle.

Les causes de la radioactivité des argiles sont diverses :

• Il s’agit d’argiles potassiques ;

• Les argiles ne sont pas potassiques, mais elles sont accompagnées de minéraux accessoires à potassium, uranium et thorium ;

• A l’origine non radioactives, les argiles ont absorbé des cations comportant uranium et thorium ;

• Certains types lithologiques sont de par leur nature radioactifs : niveaux de sels potassiques, hard-ground phosphatés, grès micacés de la mer du Nord.

Les marnes seront plus ou moins radioactives selon la proportion argile / calcaire.

 4. Dans les phosphates

Certains gisements de phosphates sont des marnes ou des craies phosphatées qui se sont formés en bordure de continent ou en mer peu profonde. Le phosphate de calcium, Ca₃(PO₄)₂, est d’origine biochimique et résulte de l’accumulation de squelettes et de cadavres d’organismes vivants. On trouve généralement de l’U diffus dans tous les phosphates et pratiquement pas de Th. Les phosphates marins sont plus riches que les phosphates continentaux. Il semble que la teneur en U augmente avec celle de la matière phosphatée, et qu’elle varie en raison inverse de la teneur en carbonate de calcium (CaCO₃).

Les phosphates sédimentaires contiennent de l’U à des teneurs variables entre 50 et 200 ppm le plus souvent en équilibre avec ses descendants radioactifs, notamment le ²²⁶Ra. Comme ce dernier génère du ²²²Rn, les phosphates constituent une source de radon. La production d’acide phosphorique H₃PO₄ à partir des phosphates se fait principalement par attaque chimique à l’aide de l’acide sulfurique H₂SO₄. Le résidu solide de cette réaction, le phosphogypse, (CaSO₄,2H₂O) contient ²³⁶Ra à des activités spécifiques variables entre 300 et 900 BqKg^-1. Il est également une source émanatrice de radon. Une partie du radon reste bloqué dans la structure cristalline, une autre diffuse vers l’extérieur, donnant naissance aux émanations (Berrada M. et al, voir bibliographie).

Dans le Bassin de Mons, il existe une région (Cuesmes – Mesvin – Ciply) où affleurent des craies phosphatées datées du Maestrichtien inférieur. Ces formations sont bien connues des géologues du fait de leurs intérêts économique (phosphates), stratigraphique et paléontologique (Mosasaures). Les carrières souterraines de La Malogne ont été creusées, à la fin du XIX^e siècle, sous le territoire de Ciply, afin de permettre l’exploitation des craies phosphatées. Cette assisse, d’une épaisseur variant de 3 à 8 mètres, est constituée de calcarénite grise ou brune formée de nombreux grains plus ou moins phosphatés noyée dans une matrice crayeuse bioturbée, intercalée entre un hardground au sommet et le poudingue de Cuesme à la base, formé d’une accumulation de galets phosphatés et de débris fossiles. Cette craie contient en moyenne 20 à 25% de grains de phosphate de chaux, dont la teneur en U est loin d’être négligeable.

Des études sur la sismicité du Bassin de Mons y ont été menées par nos scientifiques (Charlet et al, 1990) et ont permit de classer la zone parmi les plus riches en radon de la région de Mons.

La teneur moyenne globale de l’U dans les phosphates varie dans de larges proportions selon leur origine :

Origine	Teneur en ppm
Maroc	200 à   350
Tunisie	90 à   250
Algérie	200 à   250
Egypte	100
Floride	10 à 1.500
France	20 à    150

• Berrada, Boujrhal F.Z., Choukri A., Khoukhi T.EL, Iraqi M.R. – Emanation radon de phosphates sédimentaires et phosohogypses correspondants, in Radon et gaz rares dans les sciences de la Terre et de l’environnement, Actes du Colloque International sur la Géochimie des Gaz (3-6/10/1990), pp. 253-258.

• Chapellier, Mari J.-L. – Principe de base – Cours on line de géophysique – Institut Français du Pétrole, http://www-ig.unil.ch/cours/pdf/doc_res/res_f.pdf

• Coppens (1957) – La radioactivité des roches, PUF, « Que sais-je ?», N° 741.

• Doremus, Kotzmann-Routier V., Quinif Y., Charlet J.-M., Flemal J.-M. – La pollution domestique par le radon – Etudes de cas : région de Mons, région de Monceau-en-Ardenne (Belgique), in Radon et gaz rares dans les sciences de la Terre et de l’environnement, Actes du Colloque International sur la Géochimie des Gaz (3-6/10/1990), pp. 33-45.

• Pomerol , Fouet R. (1953) – Les roches sédimentaires, PUF, « Que sais-je ?», N° 595.

• http://www.solem.ch/Tunnel/didacticiel/reconnaissances/reconnaissances/MethGeophys/Radioactivitedescription.htm

[1]  A.P.I. est une unité de calibration utilisée par les pétroliers dans les diagraphies de rayonnement γ. Cette unité est basé sur la radioactivité artificielle d’un bloc de béton situé à l’Université de Houston (Texas) et qui correspond à 200 A.P.I. Cette valeur a été choisie car elle correspond à deux fois la radioactivité d’un schiste typique. Les valeurs du rayonnement γ naturel sont exprimées en unité API et ensuite recalculée en cps (coups par seconde).

[2] Clarke : teneur moyenne d’un élément chimique dans la croûte terrestre, exprimée en g/t ou ppm (partie pour million).

LA RADIOACTIVITE DES ROCHES (2)

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 171, janvier 2012

Robert SIX

I. ORIGINES DE LA RADIOACTIVITE DES ROCHES

Ce qui intéresse plus particulièrement le géologue ce sont les teneurs moyennes mesurées pour une « province pétrographique » déterminée, répondant à un faciès chimique, comme nous avons pu le constaté pour les anomalies détectées dans notre pays.

Il est évident que l’étude approfondie d’un massif rocheux montre que la radioactivité n’est pas répartie de façon homogène mais présente des variations systématiques. Les analyses détaillées par plaques nucléaires ont permit d’établir trois origines de la radioactivité : les inclusions, les fissures et la dispersion dans les minéraux essentiels.

A. Inclusions

Un minéral peut contenir des inclusions qui peuvent être d’autres minéraux ou roches, un liquide, un gaz, ou tout corps englobé dans le minéral hôte (insecte dans l’ambre). On distingue deux types d’inclusions, selon le moment où elles apparaissent dans le minéral hôte :
1. les inclusions primaires qui apparaissent durant la phase hydrothermale de la cristallogenèse dans les fractures du minéral ;
2. les inclusions secondaires qui se forment après la cristallisation du minéral.

Par exemple, dans un granite composé des trois éléments habituels, biotite, quartz et feldspath, on peut constater que ceux-ci peuvent émettre un rayonnement α. En fait ces éléments purs présentent une très faible activité propre. Une étude précise démontrera que les rayons α sont émis par les inclusions qu’ils contiennent : zircon, apatite, uraninite, etc.

B. Fissures

Lorsque des fissures se forment dans la roche, lors d’une phase de métamorphisme, des phénomènes hydrothermaux se mettent en place. L’augmentation de la température et de la pression favorise la circulation d’eaux chaudes ou de vapeur au sein de la roche, capables de dissoudre de nombreux éléments et de provoquer leur migration vers les zones de vide formées par ces fissures. La roche autour de ces dernières se déminéralise au profit des cristaux qui se forment dans les zones de vide.

La nature des cristaux dépend de la composition de la roche puisqu’elle en fournit les éléments. Elle dépend également de la température et de la pression, car la dissolution d’un élément répond à une combinaison caractéristique à cet élément du couple température – pression.

Le remplissage de ces fissures ou micro fractures peuvent présenter une radioactivité plus élevée que la roche elle-même, du fait que des éléments comme l’uranium, le thorium ou le potassium se retrouvent en inclusions dans les cristaux qui se forment dans ces cavités. On peut en tirer la conclusion que la radioactivité concentrée dans ces fissures ou ces interstices est d’origine postérieure à la formation de la roche.

C. Dispersion dans les minéraux essentiels

Les minéraux dans lesquels entrent des éléments radioactifs peuvent être subdivisés en minéraux essentiels et minéraux accessoires. Les minéraux essentiels sont des constituants importants des roches. En plus de ces deux catégories, il faut ajouter les accumulations exceptionnelles ou anomalies que nous avons déjà rencontrés dans l’article précédent.

Comme nous l’avons déjà signalé, toutes les roches sont susceptibles d’être radioactives, du fait de la dissémination générale des trois radionucléides naturels, uranium, thorium et potassium. Toutefois, ils se fixent préférentiellement sur les sédiments fins, de sortes que ces derniers sont plus radioactifs que les sédiments plus grossiers.
Lorsque la radioactivité est répartie dans les minéraux essentiels, elle est contemporaine de la roche.

Le potassium entre dans la composition de nombreux minéraux essentiels. Les feldspaths potassiques et les micas en contiennent beaucoup.
Généralement, l’uranium et le thorium, lorsqu’ils se trouvent en faible quantité, ne peuvent former de minéraux proprement dits et sont toujours associés à d’autres minéraux, plus particulièrement aux terres rares, au zirconium et au calcium.

Les principaux minéraux accessoires que l’on retrouve sous forme d’inclusions microscopiques dans les roches sont :

• les zircons (ZrSiO4), silicate de zirconium, du groupe des néosilicates. Les cristaux de zircon les plus anciens actuellement connus sur Terre ont été trouvés dans la formation Narryer Gneiss Terrane du craton Yilgarn en Australie occidentale, avec un âge estimé à 4,404 milliards d’années. Ils sont relativement fréquents dans les roches plutoniques de type granitoïde (granites) et les roches alcalines (pegmatites ou syénites). On les retrouve également dans des gneiss et souvent en inclusions dans la biotite contenue dans ces roches. On peut parfois les trouver en abondance dans les syénites. Par contre, ils sont rares dans les laves et les tufs. Dans les roches métamorphiques, ils se présentent sous une forme recristallisée ou épitactique . Ils peuvent également se retrouver dans des sédiments en tant que matériaux détritiques.

Les zircons peuvent contenir, à l’état de traces, de l’uranium ou du thorium radioactif, par substitution d’atomes de Zr. La proportion 235U/207Pb ou 232Th/208Pb permet d’estimer l’âge du cristal et par déduction celui de la roche qui le contient.
Les zircons que l’on trouve dans la biotite sont généralement entourés d’un halo pléochroïque, cercle plus ou moins foncé ou opaque. Ce phénomène est dû à l’action du rayonnement α émis par les impuretés radioactives du cristal qui détruisent la matrice de la biotite.

Fig. 1 – Un zircon dans une matrice de biotite, entouré d’un halo pléochroïque.

• les sphènes, ou titanites (CaTi(SiO5), du groupe des nésosubsilicates sont caractéristiques des roches magmatiques sodiques (granites, syénites, trachytes, andésites) et métamorphiques de faciès amphibolique (gneiss, amphibolites, etc.). On les trouve en association avec des feldspaths, de la néphéline, de l’ægyrine, du zircon, de l’apatite.

• les apatites, phosphates de composition variable répondant à la formule générale Ca5(PO4)3(OH,Cl,F). Ce sont des minéraux secondaires communs des roches magmatiques alcalines (granites, syénites, pegmatites, et laves équivalentes) et des roches riches en Ca (carbonatites, calcaires métamorphiques)

• les allanites, sous espèces des épidotes, contenant des terres rares (Ce, Th, Y…), rattachées au groupe des sorosilicates. Ce sont des minéraux accessoires de certains granites et pegmatites. La radioactivité des allanites est très variable : inactives à quelques dixièmes de rayons α/cm²/s, soit une teneur en Th voisine de 1%, avec parfois un peu d’U.

• les monazites, nom générique de trois espèces de phosphates (Ce PO4 ou (Ce, La, Th)(PO4)). Ce sont des minéraux accessoires des granitoïdes à biotite, et de leurs pegmatites. Toutes les terres rares peuvent entrer dans la structure des monazites et leur capacité à accepter l’uranium et le thorium en fait les minéraux les plus radioactifs après l’uraninite (UO2), la thorianite (ThO2) et la thorite ((Th, U) SiO4).

• les xénotimes, phosphates d’yttrium (YPO4) assez rares. Ils sont associés aux zircons dans des pegmatites riches en muscovite. On les trouve en faible quantité dans les roches acides comme les granites et les pegmatites et aussi en inclusions dans les biotites des granites. Ils sont également présents dans les roches métamorphiques et dans les dépôts de sédiments détritiques à la suite de la désagrégation des roches qui les contenaient.

Ces différents minéraux ne sont pas, à proprement parler, des minerais d’uranium ou de thorium. Ils contiennent ces éléments non pas comme constituants normaux, mais plutôt sous forme d’impuretés.

II. RADIOACTIVITE DES ROCHES MAGMATIQUES

A. Teneur moyenne des éléments radioactifs des roches magmatiques

D’après les premiers auteurs (HOLMES) qui ont utilisé des méthodes radiométriques se basant sur l’émission de radon, les teneurs moyennes en uranium seraient de 9,10 ppm pour les roches acides qui contiennent plus de 65% de silice, et de 3,20 ppm pour les roches basiques, contenant moins de 50% de silice. Une autre méthode consiste à mesurer directement la radioactivité γ des descendants de l’uranium comme le 214Bi (bismuth). Il suffit de mesurer le niveau de rayonnement ambiant total au-dessus de la zone à prospecter, au moyen d’un compteur gamma portatif ou embarqué à bord d’un véhicule ou d’un aéronef.

D’après des mesures obtenues par les nouvelles techniques décrites dans l’article précédent, ces chiffres semblent trop élevés.
Ainsi, pour des roches granitiques, les valeurs suivantes ont été avancées par différents chercheurs :

Auteurs	ppm d’U	ppm de Th
Evans et Goodman (1941)	3,00	13
Keevil (1938)	2,77	7,94
Sentle et Keevil (1947)	3,84 à 4,02	13,1 à 13,5

 

Ces données sont reprises d’un ouvrage paru en 1957. Il s’agit de « La radioactivité des roches » par René COPPENS, Maître de Conférences de Radiogéologie à la Faculté des Sciences de Nancy. Lui-même a analysé plus de 1.000 échantillons de roches acides (granites et granulites) de Bretagne par la méthode des plaques nucléaires. Il a mis en évidence une émission α d’une moyenne de 0,80.10-3/cm²/sec., ce qui pourrait correspondre à une teneur moyenne en uranium de 3,7 ppm et une teneur moyenne de Th de 10,1 ppm.

Une autre source, plus récente, donne, toujours d’après HOLMES, une teneur moyenne du granite en uranium de 8.10-6. Ce qui permet de déduire, si l’on admet une densité de 2,70 pour le granite, que 1 m³ de granite contient 21,6 g d’uranium et 1 Km³ en contient 21.600 t (POMEROL et FOUET, 1975).

Dans le manuel « Les minéraux, leurs gisements, leurs associations », les auteurs (P. BARIAND, F. CESBRON et J. GEFFROY) avancent qu’il n’est pas aisé de séparer géochimiquement le comportement de ces deux éléments, tous deux lithophiles et que le clarke d’ensemble est de 2,7 g/t pour l’U et de 9,6 g/t pour le Th mais que ces deux éléments sont surtout concentrés dans les granites et les syénites : environ 3 g/t pour U et 8 à 17 g/t pour Th. Les teneurs sont plus faibles dans les basaltes (1 g/t pour U, 4 g/t pour Th) et très faibles dans les péridotites (1 ppm de U, 4 ppm de Th).

B. Le cas des roches basiques

Comme le montre les résultats de HOLMES, les roches basiques présentent un taux de radioactivité d’environ trois fois moindre que celui des roches acides, soit en moyenne de 1 à 2 ppm d’uranium et de 3 à 4 ppm de thorium. Quant à la répartition de cette activité, elle se montre fort différente de celle des roches acides, et semble plutôt diluée dans la masse de manière particulièrement uniforme. On n’y distingue peu d’inclusions actives.

Les mesures d’activités faites sur un certain nombre de type de roches montrent une activité très basse pour les gabbros, moyenne pour les diorites et beaucoup plus élevée pour les roches acides.
On constate, sans toutefois, en tirer une relation, que l’activité augmente avec la teneur en silice qui varie pour ces roches de 40 à 75%.

Toutefois, sur la base de différentes mesures, des teneurs moyennes (ordre de grandeur) ont pu être estimées :

	ppm d’U	ppm de Th
Gabbros (moins de 50% de Si)	1	3
Roches intermédiaires : Diorites (moins de 60% de Si) Syénites, granodiorites (50 à 60% Si)	1,5 à 2	5 à 6
Roches acides (famille des granites) (65 à 70% Si)	3 à 4	9 à 12

C. Le cas des roches volcaniques

Lors d’une éruption volcanique, les roches émises le sont sous forme de coulées de lave, de produits de projection, de nuages de cendres et de nuées ardentes.

D’une manière générale, on peut dire que les volcans « rouges » effusifs sont moins radioactifs que les volcans « gris » explosifs. Ainsi, les laves des volcans d’Hawaii, basaltiques, et leurs équivalents plutoniques (les gabbros) sont moins radioactifs que les laves des volcans de la ceinture de feu du Pacifique (rhyolite) et leurs équivalents plutoniques (les granites).

Deux processus interviennent dans la formation des laves : d’une part, la cristallisation et la différentiation magmatique, et, d’autre part, les coefficients de partage.

1. Cristallisation et différentiation magmatique

Lors de sa remontée vers la surface, le magma subit une cristallisation fractionnée et une différentiation. Au départ, le magma primitif est généralement plus proche d’un basalte. Lorsqu’il commence sa cristallisation, il le fait de manière différentielle, c’est-à-dire que certains minéraux cristallisent (olivine, pyroxènes) en premier, appauvrissant la masse en Fe, Mg et l’enrichissant en Si, Al, Na, K. Si le processus de cristallisation se poursuit suffisamment longtemps, le magma basaltique du début devient plus granitique.

2. Coefficients de partage

On retrouve nos éléments radioactifs classiques (40K, 230Th, 235U et 238U) également dans les roches volcaniques, mais à des teneurs variables selon leur nature : plus élevées dans les laves siliciques que dans les laves plus mafiques.
Dans le système basaltique, ces éléments sont dits « incompatibles », car pour des raisons cristallochimiques, ils sont incapables de s’incorporer dans la structure des cristaux formés dans le magma basaltique (olivines, pyroxènes). Ils restent dans le magma résiduel jusqu’au moment où celui-ci atteint des compositions granitiques (rhyolitiques) et que la présence de feldspaths alcalins permet l’incorporation du K dans les nouveaux cristaux en formation.
Cet élément chimique se compose de trois isotopes : les isotopes 39K et 41K qui sont stables et représentent 99,99% du potassium naturel, et le 40K, isotope radioactif dont la demi-vie est de 1,28 milliards d’années.
Neuf fois sur dix, le 4019K se désintègre par émission α en 4020Ca (calcium). La dixième fois il se transforme en 40 18Ar (argon) par capture électronique.
Tant que la lave est liquide, l’argon formé peut s’échapper, et comme il s’agit d’un gaz inerte, il ne peut se combiner chimiquement avec un constituant de la roche. Lorsque la lave se refroidit, il reste prisonnier de la roche et s’y accumule, permettant à un minéralogiste de déterminer l’âge de la roche à analyser par la méthode K/Ar ou 39Ar/40Ar déjà évoqué précédemment.

Le Th et l’U vont atteindre des valeurs proches de la saturation et vont « s’incruster » lors des dernières phases de cristallisation (apatites, zircons, monazites, allanites, etc.).
Ce processus a pour conséquence, qu’au final, un granite / rhyolite est plus radioactif qu’un gabbro / basalte.

Le nuage de cendres volcaniques du volcan Eyjafjöll

Ce que peu de gens savent, c’est que le nuage de cendres volcaniques émis par le volcan islandais Eyjafjöll à la fin du mois d’avril 2010 a rejeté dans l’atmosphère des émissions radioactives, comme tous les volcans d’ailleurs.

Selon les dires du scientifique Hervé NIFENECKER , il s’agirait de près de 600 tonnes d’uranium et 1.800 tonnes de thorium. Pour avancer ces chiffres, il s’est basé sur les calculs de l’Institut de volcanologie islandais. D’après celui-ci, 80 millions de m³ de tephra correspondant à 200 millions de tonnes ont été dispersés dans l’atmosphère durant les 72 premières heures de l’éruption. En tenant compte d’une concentration moyenne de 3 g/t d’uranium dans la croûte terrestre et d’environ 10 g/t pour le thorium, NIFENECKER arrive aux nombres de tonnes d’uranium et de thorium cités plus haut, retrouvés dans le nuage de cendres.

Une autre source, l’IRSN , avance des chiffres un peu moins élevés : 400 tonnes d’uranium et 1.300 tonnes de thorium, pour un rapport Th/U égal à 3,3 (VIASTELIC et al. 2006).

L’activité spécifique de ces éléments s’élève à 12.300 Bq/g pour l’238U et 4.100 Bq/s pour le 232Th. Afin de tenir compte des descendants émetteurs α, avant le radon, on peut multiplier ces valeurs par 4 pour l’uranium, soit 49.200 Bq/s, et par 3 pour le thorium, soit 12.300 Bq/s.

NIFENECKER a voulu faire une comparaison de la toxicité du nuage volcanique avec celui de la catastrophe de Tchernobyl.
Rappelons que dans le cas de l’explosion de la centrale russe, les retombées les plus toxiques furent celles du 137Cs (césium) et de l’131I (iode).

En utilisant les facteurs de dose de la CIPR , il établit le tableau suivant pour les risques sanitaires :

	Ingestion adulte	Ingestion 1 an	Inhalation
137Cs (Tchernobyl)	7,8 x 108	5,76 x 108	2,76 x 108
Uranium (Islande)	5,9 x 106	1,0 x 107	3,8 x 108
Thorium (Islande)	6,1 x 106	1,2 x 107	4,0 x 108
Total (Islande)	1,2 x 107	2,2 x 107	7,8 x 108

En conclusion, la radiotoxicité par inhalation des cendres de l’éruption serait supérieure à celle due aux retombées de 137Cs de Tchernobyl, mais 20 à 50 fois moins radiotoxique à l’ingestion.
En réalité, il est difficile de mesurer les effets radioactifs des émissions volcaniques car d’autres sources naturelles de propagation existent. Ainsi, les vents de sable provenant du Sahara transportent aussi des quantités significatives d’uranium et de thorium.

Fig. 2 – Le nuage de cendres du Eyjafjöll

III. RAPPORT THORIUM / URANIUM

Bien qu’on les trouve en proportions diverses dans toutes les roches, l’uranium et le thorium sont fréquemment associés. De nombreux auteurs ont remarqué que dans les roches magmatiques, le rapport uranium/thorium paraît constant et proche de 3 (COPPENS). Lorsque l’on se trouve en présence d’inclusions, le rapport Th/U peut être très variable, du fait que ces deux éléments n’y sont pas répartis également. Pour que la mesure ait un sens, il est impératif de disposer d’un échantillon suffisamment important. Ce rapport, estimé par différents auteurs a donné des valeurs très variables : 2,6, 1,7, 2,8, 2,5, 3,3, 4,5, 4,00 (COPPENS). La moyenne Th/U des mesures plus précises effectuées par SENFTLE et KEEVIL, sur des roches granitiques, se situe aux environs de 3,4. Pour des roches intermédiaires, toujours d’après ces mêmes auteurs, elle est légèrement plus élevée et se chiffre à 3,98. Malgré ces fluctuations, il n’en est pas moins vrai que les roches contiennent une proportion de thorium en rapport avec celle de l’uranium. Ceci prouve que ces deux éléments ne se sont guère séparés durant la genèse de ces roches et qu’ils ont eu des chimies identiques durant cette période. Du fait qu’ils ont des valences 4+ identiques, stable pour Th et pouvant devenir 6+ pour U dans certaines conditions, il est normal que leurs processus de cristallisation soient identiques pendant la formation des roches qui les contiennent..

Le thorium apparaît dans les trois grandes familles de radionucléides naturels. Il est l’un des descendant de l’238U sous sa forme 230Th d’une période de 75.380 ans. Il forme sa propre famille comme nous l’avons déjà vu plusieurs fois à partir du 232Th d’une période de 1,45.1010 ans. Dans le milieu naturel, il est toujours en équilibre avec ses descendants (équilibre séculaire), tout comme l’238U.

Dans les minéraux, un état stationnaire s’établit au long des chaînes de désintégration, que l’on appelle « équilibre séculaire ». L’abondance relative de chacun des isotopes intermédiaires dépend de leur période respective : plus la période est courte, moins l’élément est abondant. A l’équilibre séculaire, le nombre de désintégrations par seconde, ou « activité radioactive » est le même pour tous les radionucléides de la chaîne. L’ensemble des réactions dans les minéraux d’une roche se résume à la transmutation progressive des atomes de l’isotope de tête de chaîne, par exemple l’238U, en atomes de l’isotope stable final, le 206Pb dans ce cas. Le problème est analogue à celui que tout élève a dû résoudre en arithmétique : celui des baignoires et des robinets

Il peut arriver que l’équilibre séculaire soit rompu, notamment lorsqu’une réaction physico-chimique isole l’un des intermédiaires par rapport à ses ascendants ou descendants. Après quelque temps, l’équilibre se rétablit plus ou moins rapidement selon la période des isotopes considérés. Ces ruptures d’équilibre sont très importantes pour les études de chimie environnementale.
Ainsi, l’uranium et le thorium subissent une séparation importante, si le milieu devient nettement oxydant, car l’uranium passe de l’état U4+ à l’état U6+, devenant très soluble, tandis que le thorium ne change pas et reste à l’état Th4+. Dans ces conditions, ils possèdent des chimies différentes ; les composés de l’U6+ se dissocient de ceux du Th4+, par dissolution et se recristallisent séparent, formant des minéraux d’uranium sans thorium.
Les roches qui n’ont pas été oxydées auraient un rapport Th/U entre 3 et 4, tandis que celles qui ont subi une oxydation et un lessivage verraient leur rapport Th/U nettement supérieur à 3. Par contre, les roches sédimentaires afficheraient un rapport Th/U inférieur à cette valeur.
On peut en tirer une hypothèse qui demande à être confirmée : le rapport Th/U permettrait de se faire une idée sur la formation des roches.

Le processus d’équilibre séculaire a été mis à profit pour déterminer une méthode de datation : la méthode thorium/uranium. Celle-ci s’applique à des systèmes constitués par des minéraux accessoires riches en uranium et en thorium (monazites, zircons, minerais d’uranium et de thorium…). Elle est utilisée dans de nombreuses applications comme la datation des diverses concrétions calcaires, la détermination de l’âge des fossiles de mollusques ou celle des coraux, etc.

A titre d’exemple et de conclusion pour cet article, je donne les résultats d’analyse effectuées lors de l’expédition franco-italienne en Dankalie (Afar, Ethiopie) durant la campagne de décembre 1967 à février 1968.
Les concentrations en U, Th et K ont été déterminée par spectrométrie γ dans plus de 100 échantillons de roches volcaniques prélevées dans deux zones géographiquement distinctes:
1. la dépression danakile (chaîne de l’Erta Ale, massif Pierre Pruvost, Alyata, Afdera, Borawlu) ;
2. Hauts-plateaux éthiopiens (Adigrate – Axum).
Les valeurs obtenues donnent les teneurs suivantes :

Lieux	Roches	K	U	Th	Th/U
Erta-Ale	basaltes	0,5%	1,3 ppm	3,3 ppm	2,6
	Rhyolites alcalines	2,3%	4,1 ppm	15,2 ppm	3,7
Pierre Provost	acides	3,9%	3,6 ppm	13,5 ppm	3,8
Borawlu	rhyolites	2,8%	4,6 ppm	14,7 ppm	3,4
	basaltes	0,6%	0,9 ppm	3,1 ppm
Hauts-plateaux	Trapps basaltiques Adigrate	0,6%	0,6 ppm	1,1 ppm	1,7
	Phonolites Axum	3,9%	2,7 ppm	14,9 ppm	4,9

IV. BIBLIOGRAPHIE

 BARIAND P., CESBRON F., GEFFROY J. (1978) – Les minéraux, leurs gisements, leurs associations, T. 2, Minéraux et Fossiles.
 COPPENS R. (1957) – La radioactivité des roches, Presses Universitaires de France, coll. « Que sais-je ? », 741.
 HAMELIN B. – L’environnement daté et chronométré, in Noyaux atomiques et radioactivité, Dossier Pour la Science, oct. 1996.
 POMEROL C., Fouet R. (1975) – Les roches éruptives, Presses Universitaires de France, coll. « Que sais-je ? », 542.
 http://www.springerlink.com/content/g7l0066516k20g4t/

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^– + 2ν^–e

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

²³⁸₉₂U + ¹₀n → ²³²₉₂U  → ²³⁹₉₄Pu + 2e^– + 2ν^–e

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.

 

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.

 

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

 

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).

 

 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)

  

(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.

L’AGE DE LA TERRE ET SON GRADIENT THERMIQUE

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 158, novembre 2009


I.     IMPORTANCE DES RADIOELEMENTS EN GEOLOGIE

Des articles précédents, on peut conclure que les radioéléments jouent un rôle important dans les phénomènes géologiques et ce par trois caractéristiques de la radioactivité :

a)    Le dégagement constant d’énergie d’origine nucléaire
Le rayonnement radioactif émis par les nucléides interagit avec la matière environnante en se transformant en définitive en chaleur. Ce phénomène intervient dans l’évolution et le bilan thermique de notre planète et les problèmes associés, tels que le métamorphisme régional, les mouvements orogéniques et le volcanisme.

b)    L’immuabilité de la constante radioactive
La demi-vie d’un radionucléide est une caractéristique propre à celui-ci et elle reste constante par rapport au temps et aux conditions extérieures. Cette propriété permet de dater de manière absolue et relativement précise les phénomènes géologiques.

c)    La grande sensibilité des méthodes de détection de la radioactivité
Celle-ci permet de suivre la migration et la répartition, pratiquement à l’échelle atomique, des radioéléments dans les minéraux et les roches.

En première conclusion, et sur la base de ce que nous avons vu sur les différents éléments radioactifs naturels, on peut dire qu’aux points de vue géologique et géochimique, l’évolution et la répartition de tous les radioéléments appartenant aux trois familles radioactives naturelles dépendent uniquement de l’évolution et de la répartition de l’uranium et du thorium.
A part le potassium, les autres éléments radioactifs naturels sont trop rares et trop peu énergétiques pour jouer un rôle majeur.

II. L’AGE DE LA TERRE

Si la planète dégage de la chaleur, elle doit nécessairement se refroidir. Aussi, il est possible, connaissant les lois qui régissent son refroidissement de déterminer son âge et donc l’époque de sa formation.

Bien évidemment, avant de songer à calculer l’âge de notre planète à partir de sa chaleur émise, de nombreuses tentatives ont été faites depuis l’Antiquité. Ainsi, pour ARISTOTE (384-322 av. J.-C.) la Terre est éternelle et garde indéfiniment son identité, car les modifications de sa surface se compensent en moyenne. Pour l’école stoïcienne (III^ème – II^ème s. av. J.-C., Athènes), la Terre, au contraire, subit une succession de créations et de destructions, où à chaque cycle, les mêmes êtres sont créés et les mêmes événements se reproduisent. Équilibre perpétuel chez ARISTOTE, répétitions cycliques chez les Stoïciens, dans les deux cas il y a conservation du Monde.

Au I^er siècle après J.-C., l’historien juif, Flavius JOSEPHE (37-100 ap J.-C.) tente une première compilation chronologique sur la base de l’âge et des générations des personnages de l’Ancien Testament, pour retrouver la date de la création. Il est suivi par Théophile d’ANTIOCHE (115-181) et Eusèbe de CESAREE (265-339). Ils l’estiment à 5.500 ans avant la naissance du Christ.

Alphonse DE VIGNOLE (1649-1744) relève, au cours des XVI^ème et XVIII^ème siècles, plus de deux cents calculs différents, s’échelonnant de 3.483 à 6.984 ans depuis la Création jusqu’à la naissance du Christ. Celui qui sera imposé par l’église est dû à l’archevêque James USSHER (1581-1656), qui affirme que la Création eut lieu au début de la nuit précédant le 23 octobre de l’an 4.004 av. J.-C. D’autre personnalités tels Christophe COLOMB (° 1450 – † 1506), MERCATOR (° 1512 – † 1594), Johannes KEPLER (° 1571 – † 1630), Isaac NEWTON (° 1642 – † 1727) feront chacun leur proposition. Ce seront toujours des chronologies courtes qui englobent toute l’histoire de la Terre, formation des montagnes, empilement des couches géologiques, érosion, sans pour cela poser problème. La formation de notre globe est scandée par des événements brefs et violents dont le Déluge est le principal. Cette conception donnera naissance au catastrophisme dont nous parlerons plus loin.

Les approches plus sérieuses verront le jour vers 1660, lorsque Niels STENON (° 1638 – † 1680) reconnaît au Danemark la continuité et l’homogénéité des niveaux de craie sur de grandes régions, et admet qu’elles représentent l’accumulation de sédiments pendant une certaine durée de temps, chaque niveau pouvant définir une unité de temps.

En 1721, Henri GAUTIER (° 1660 – † 1737) essaye de dater l’âge du globe en estimant le temps d’érosion des reliefs grâce à la mesure de la turbidité des fleuves. 35.000 ans suffisent pour niveler complètement un continent. Mais lorsque l’on reprend ses mesures et la loi qu’il établit, on trouve des durées bien plus considérables

D’autres géologues, se basant sur les taux de sédimentation ou d’érosion, tels que John TUBERVILLE-NEEDHAM (° 1713 – † 1781), Pierre-Bernard PALASSOU (° 1745 – † 1830) ou Jean-Louis Giraud SOULAVIE (° 1752 – † 1813) puis John PHILLIPS (° 1800 – † 1874), obtiennent des durées atteignant plusieurs millions d’années pour la mise en place de ces phénomènes géologiques.

Encore au début du XX^ème siècle, Grove Karl GILBERT (° 1843 – † 1918) fait la corrélation entre les couches de quelques décimètres dans les formations de craie des grandes plaines du Nordeste au Brésil, et un cycle terrestre autour du soleil (cycle de précession). Delà, il exprime le phénomène en années et définit une unité, le « gilbert », correspondant à 22.000 ans. Mais les discordances et les érosions sont trop fréquentes pour que cette unité ait valeur générale.

L’un des premier à vouloir déterminer l’âge de la Terre d’une manière scientifique, à partir de sa chaleur émise, est Georges Louis LECLERC, comte de BUFFON (° Montbard, 1707 – † Paris, 1788). En plus d’être intendant du Jardin des Plantes à Paris, BUFFON possède dans les environs de Montbard des forges. Esprit curieux, il fait tirer de ses forges du fer aussi pur que possible et en fait confectionner des sphères de tailles différentes. Il les chauffe à blanc et les laisse refroidir en mesurant le temps nécessaire pour qu’elles atteignent la température de la cave, soit celle de la Terre. Il en tire une loi qui relie le temps de refroidissement d’une sphère à sa taille. Afin de peaufiner son expérience, il utilise d’autres matières comme le marbre ou l’argile. Cette loi, connaissant le diamètre de la Terre, lui permet de calculer le temps que cette dernière aurait mis pour se refroidir depuis sa formation : il arrive à la conclusion, en partant de l’hypothèse que le globe terrestre était en fusion au départ, qu’il a fallu 2.905 ans pour que la consolidation atteigne le centre de la planète, 33.911 ans pour qu’il soit possible de la toucher et 74.047 ans pour qu’elle acquiert sa température actuelle. Ce résultat n’empêche pas de choquer les âmes bien pensantes de l’époque pour qui la création de la Terre, correspond au calcul de l’archevêque USSHER. Cependant, BUFFON juge lui-même la durée trouvée bien trop courte au regard de celle nécessaire pour expliquer les dépôts des sédiments et du temps pour les transformer en roches sédimentaires. En effet, il détermine la quantité de sédiments s’accumulant dans une mare de sa propriété de Montbard et établit un taux de sédimentation. De plus, il mesure l’épaisseur d’une formation sédimentaire le long des côtes normandes et il en déduit qu’il fallut plusieurs dizaines de milliers d’années (dans ses notes, il écrit de l’ordre de dizaine de millions d’années) pour obtenir un tel dépôt. Tout comme GAUTIER, on constate une certaine retenue ou « peur » des dates longues.

Un autre savant à se lancer dans l’aventure est William THOMSON, mieux connu sous le nom de Lord KELVIN of Largs (° 26-06-1824, Belfast – † 17-12-1907, Strathclyde, Ecosse). Il est à la base d’un débat qui secoua la communauté des géologues durant plus de trente ans.
Inventeur de la seconde loi de la thermodynamique et de l’échelle thermique portant son nom, il s’est penché également sur le calcul de l’âge de la Terre. Il veut soumettre les processus géologiques aux lois inéluctables de sa discipline, la physique. De ce fait, il s’oppose à la conception dominante parmi les géologues. Depuis James HUTTON (° 1726, Edimbourg – † 1797, id), géologue écossais, la Terre ne présente pas plus « de vestiges d’un début que de perspectives d’une fin ». KELVIN nie l’éternité de notre planète, pour lui, elle a un début et elle aura une fin.
Ce sont ses études sur la conduction thermique, qui, vers les années 1850, lui permirent d’avancer que la Terre s’était formée il y 100 millions d’années. Cependant en 1862, d’autres calculs l’amènent à revoir son estimation et à agrandir sa marge d’erreur qu’il situe entre 20 et 400 Ma, au grand dam de sir Charles LYELL (° 1797, Kinordy, Ecosse – † 1875, Londres) et de Charles DARWIN (° 1809, Shrewsbury – † 1882, Down, Kent) qui considère Lord KELVIN comme un « spectre odieux ». En effet, DARWIN estime, en 1859, à 300 millions d’années le temps mis par la mer pour creuser la vallée de Weald dans le sud de l’Angleterre (il extrapole le taux d’érosion actuel). Cette durée lui semble compatible avec l’évolution biologique et les lents processus de la sélection naturelle.

Comment Lord KELVIN est-il arrivé à ce résultat ? Il fit le calcul du temps nécessaire au refroidissement de la Terre entre son état initial et son état actuel. Il supposa que la chaleur de la Terre provenait de la contraction gravitationnelle et un peu du Soleil. Puis, il détermina la conduction thermique de la Terre, sa capacité calorifique et sa chaleur latente de fusion. Selon la seconde loi de la thermodynamique, le refroidissement de la Terre aurait été régulier, et aucune énergie n’aurait été apportée à celle-ci depuis sa condensation. Hypothèse fausse, bien entendu qui malgré un raisonnement exact entraîna une erreur d’estimation de près de 5.000%.
En utilisant la théorie du mathématicien Joseph FOURIER (° 1768, Auxerre – † 1830, Paris) sur la conduction thermique, il détermina l’évolution de la répartition des températures de la Terre. Il améliora ainsi son calcul et conclut que la Terre avait entre 20 et 400 millions d’années.

Nous sommes à une époque où la conception de l’actualisme l’emporte, en postulant que les phénomènes anciens obéissent à des lois de même nature et de même intensité que les phénomènes actuels. Ce principe des causes première s’opposera au catastrophisme pour lequel les phénomènes passés ont eu, soit au début des temps géologiques, soit périodiquement, une plus grande ampleur. En dépit des lois de conduction de la chaleur établies par FOURIER, les températures mesurées dans les puits de mines sont audacieusement extrapolées pour donner une valeur de près de 200.000° C au centre de notre globe. La Terre apparaît comme une sphère constituée d’un océan magmatique sur lequel surnage une croûte solide et mince d’une cinquantaine de kilomètres d’épaisseur. KELVIN démontrera l’absurdité de cette vue, en 1860, et, à contrario, déduira que la Terre est un solide « aussi rigide que l’acier ».

Vers 1880, les premières mesures précises de conductivité thermique des roches sont réalisées par KRIEG et BARUS qui les amènent à une chronologie plus courte. Ils ramènent l’âge de la Terre à 25 millions d’années. Lord KELVIN s’y rallie. Sir LYELL n’est pas convaincu. Pour lui la Terre est nettement plus vieille. Il invoque la création d’énergie à l’intérieur du globe grâce à des réactions chimiques. Malgré cette intuition géniale, Lord KELVIN dont la notoriété dans le monde scientifique fait l’unanimité n’en démord pas.

Une autre méthode d’estimation de l’âge de la Terre est définie en 1899 par John JOLY (° 1857 – † 1933). Il se base sur l’hypothèse que la salinité de l’eau de mer a été acquise de manière constante, au cours des temps, par l’apport fluviatile. L’idée n’est pas neuve. Elle a été avancée par Edmond HALLEY (° 1656 – † 1743) en 1715. L’augmentation régulière de la salure des océans par l’apport des sels des fleuves permet par extrapolation de trouver l’âge de la planète. Malheureusement, JOLY n’annonce aucun chiffre.

Il faudra attendre la découverte de la radioactivité de l’uranium, en 1896, par Henri BECQUEREL (° 1852, Paris – † 1908, Le Croisic), pour que la théorie de Lord KELVIN batte de l’aile. Cette découverte, et par la suite la mise en évidence par Pierre et Marie CURIE de la décroissante radioactive avec émission de chaleur eurent des conséquences énormes sur le bilan énergétique de la planète.

En effet, la seule condensation initiale du gobe ne peut plus expliquer le dégagement thermique, il faut tenir compte des désintégrations atomiques qui chaque jour apportent leur lot de chaleur. Grâce à cette nouvelle discipline, qu’est la physique nucléaire, la radioactivité permet de déterminer l’âge réel de la Terre et de l’Univers. Les physiciens et les astronomes sont convaincus que l’existence de radionucléides remet les calculs de Lord KELVIN en cause. Plusieurs méthodes de datation seront élaborées au cours du XX^ème siècle.

Ces convictions sont confortées par des mesures expérimentales faites dans des milieux naturels par les physiciens allemands Johann Philipp Ludwig ELSTER (° 1854, Blankenburg – † 1920, Wolfenbüttel) et Hans Friedrich GEITEL (° 1855, Brunswick – † 1923, Wolfenbüttel) de 1900 à 1905. Ils détectent systématiquement des traces de radioactivité dans les sols et les eaux provenant principalement du radium et de son émanation, le radon.

Ainsi, dès 1906, Ernest RUTHERFORD (° 1871, Nelson, New Zélande – † 1937, Cambridge) met au point une méthode de datation isotopique basée sur la mesure de l’hélium produit par la désintégration du radium. Il attribue un âge de 40 Ma à une roche, qu’il révise à 140 Ma puis à 500 Ma, en 1906¹ , estimation nettement supérieur à ce que Lord KELVIN avait retenu ! En 1905, John William STRUTT (° 12/11/1842, Landford Grove, Essex – † 30/06/1919, Witham, Essex), plus connu sous le nom de Lord RAYLEIGH détermine, le premier, par la même méthode, un âge radiométrique de plus de 1 milliard d’années Cependant, la méthode est abandonnée car biaisée, d’une part par l’instabilité de l’hélium qui peut s’échapper de la roche, d’autre part par le fait qu’il peut être le sous-produit d’autres radionucléides..

En 1906, le fils de Lord KELVIN, Robert STRUTT (° 28/08/1875 – † 13/12/1947), mesure la teneur en radium des minéraux et des roches. Il constate une différence de l’ordre d’un facteur 10 entre basaltes et granites. De plus, les teneurs mesurées les plus faibles sont dix fois supérieures à la teneur moyenne nécessaire pour expliquer le flux de chaleur terrestre interne. Afin de tenir compte du flux réellement mesuré, il suppose que le radium se cantonne dans une zone superficielle de la lithosphère, de 75 Km d’épaisseur, sinon, la Terre s’échaufferait plutôt que de se refroidir. Les géologues ont enfin la certitude que la chaleur produite par notre planète ne provient pas uniquement de sa condensation initiale.
Entre 1905 et 1910, STRUTT mesure la quantité d’hélium incluse dans des minéraux contenant de l’uranium ou du thorium. Il estime l’âge de certains minéraux, à 250 et 280 millions d’années² .

Nous retrouvons le géologue irlandais JOLY dont la position est intéressante. En effet, il est le premier scientifique à souligner les incidences possibles de la radioactivité sur des phénomènes géologiques. Il participe, en 1904 à Londres, au débat sur l’origine du radium. Comme STRUTT, il s’implique dans des mesures de radioactivité de minéraux et découvre, en 1907, les halos pléochroïques, taches plus ou moins sombres dues aux défauts créés par le bombardement continu de rayons alpha. En collaboration avec RUTHERFORD, des comparaisons entre divers minéraux naturels et artificiels lui permettent d’utiliser l’intensité de ces halos pour dater les minéraux affectés³ . En 1909, paraît son livre, Radioactivity and Geology , dans lequel il discute les nouvelles méthodes de datations radioactives et passe en revue les implications de la radioactivité sur la géodynamique. Cela ne l’empêche pas, comme nous l’avons vu plus haut, de préférer se baser sur la salinité des océans et les vitesses de sédimentation pour évaluer l’âge de la Terre.

A propos du débat de 1904, à Londres, sur l’origine du radium, une anecdote met en scène Lord KELVIN et RUTHERFORD⁴ . KELVIN est un opposant irréductible à la théorie des désintégrations radioactives. Cependant, il suit de prêt les progrès de celle-ci. Lors d’un exposé de RUTHERFORD, notre grand physicien dort. Il se réveille avec un regard noir au moment où l’orateur aborde l’âge de la Terre. Dans un moment d’inspiration, RUTHERFORD dit : « Lord Kelvin avait limité l’âge de la Terre à la condition qu’aucune nouvelle source de chaleur ne soit découverte. Cette déclaration prophétique se rapporte à ce que nous considérons ce soir, le radium ! » KELVIN à ces propos se réjouit. L’histoire vaut ce qu’elle vaut. Toujours est-il, qu’en 1906, KELVIN nie toujours le rôle de la radioactivité dans le flux thermique de la Terre. Il semble toutefois qu’en privé il aurait confié à J.J. THOMSON⁵ que son travail sur l’âge de la Terre était le plus important de sa carrière et que la découverte du radium rendait indéfendable ses hypothèses. Son obstination s’expliquerait-elle par le fait qu’il ne voulait pas perdre la face en tant que physicien de renom international ?

Entre 1903 et 1907, Bertram BOLTWOOD (° 1870 – † 1927), un chimiste de l’Université de Yale, remarque que tous les minéraux uranifères contiennent du plomb. Comme nous l’avons vu lors de l’étude des familles radioactives naturelles, cet élément marque la fin de la chaîne de désintégration de l’uranium. BOLTWOOD en conclut que connaissant le taux de production annuel du plomb à partir de l’uranium et les teneurs actuelles de ces deux éléments dans un minéral, on peut calculer l’âge de celui-ci. Cette méthode est valable si au départ aucun plomb n’est présent et que ce dernier est le résultat uniquement de la désintégration de l’uranium. Comme la période de l’uranium est beaucoup trop longue pour connaître le taux annuel de production du plomb, BOLTWOOD contourne la difficulté en profitant du fait que le radium, maillon de la chaîne, a un taux de production annuel connu et qu’à l’équilibre radioactif, il est le même que celui de l’uranium et du plomb. Connaissant le nombre d’atomes de radium présents par atome d’uranium et son taux annuel de désintégration, on peut déterminer le nombre d’atomes de plomb formés par an pour chaque atome d’uranium. Donc, il suffit de diviser le rapport Pb/U par la constante obtenue ainsi pour connaître l’âge d’un minerai. En 1907, il publie les résultats de ses calculs et obtient des âges compris entre 410 et 535 millions d’années⁶ . En homme prudent, il s’abstient de tout commentaire.
En 1915, sa méthode permet d’attribuer un âge de 1,3 milliard d’années (1,3 GA) aux plus vieilles roches. L’âge de la Terre est donc plus grand que ce qu’imaginaient les géologues !
Non seulement, la radioactivité donne à ceux-ci un instrument pour dater les phénomènes géologiques, mais elle fournit également l’explication de l’ancienneté de l’univers.

Un débat s’amorce entre partisans et adversaires des méthodes radioactives. Le géologue américain G.F. BECKER, en utilisant la méthode de BOLTWOOD, démontre par l’absurde ses faiblesses⁷ . Il obtient, en 1908, des âges allant de 1,6 à 11,5 milliards d’années pour divers minéraux dont la teneur en uranium et plomb est connue. Ces résultats sont invraisemblables ! D’autre part, si les teneurs en radium obtenues par STRUTT rendent bien compte du flux thermique total de la Terre, sa concentration dans une mince couche de la lithosphère conduit à un gradient géothermique beaucoup trop élevé qui devrait entraîner la fusion des roches à des profondeurs trop faibles.
En conclusion, BECKER énonce que la radioactivité naturelle se limite à une couche encore plus mince ou est concentrée localement et que sa contribution n’intervient que pour 10 % dans le flux de chaleur terrestre. Pour les âges comme pour le flux de chaleur, la radioactivité intervient certes, mais son rôle reste encore obscur et ne peut être pris en compte que si les résultats concordent avec ceux obtenus par la voie purement géologique.

On constate, que ces premières tentatives de géochronologie « absolue » sont disparates, en raison du choix des échantillons et de l’imprécision des méthodes utilisées. Certains scientifiques sont réticents et refusent de s’y adonner. Ainsi, L. DE LAUNAY, un influent ingénieur en chef des Mines, dans son traité paru en 1905, « La Science géologique », passe la radioactivité sous silence. Il y fera allusion dans un deuxième ouvrage, « L’Histoire de la Terre », qui sort en 1906, mais il émet des réserves : « Est-ce là un retour en arrière vers les théories des alchimistes ? Sans doute, dans une certaine mesure ; mais avant de voir dans cette constatation la preuve d’une erreur, il faut bien se rendre compte en quoi les alchimistes se trompaient et en quoi on est peut-être resté dans l’erreur en les rectifiant »⁸ . A propos des calculs de KELVIN, il note encore que « n’étaient les noms des savants qui les ont établis, ces chiffres ne mériteraient aucune attention, tant on a accumulé pour les obtenir d’invraisemblables hypothèses ».

Pierre TERMIER (° 1859 – † 1930) écrit, en 1910 : « La méthode repose toute entière sur un « postulatum » invérifiable qui est la constance absolue de la vitesse de désintégration de l’atome instable. Tout cela est vraisemblable mais incertain ».

Cependant, des personnalités comme JOLY et BECKER ont une influence notoire sur leurs collègues géologues qui ont quelques difficultés à dialoguer avec les physiciens et les chimistes de la nouvelle école, celle du nucléaire.

La première tentative réelle pour déterminer directement l’âge de la Terre sera réalisé par Arthur HOLMES (° 14-01-1890 – † 20-09-1965), professeur à l’Université d’Edimbourg. Ce géologue britannique a marqué de son empreinte la géochronologie. Dans son livre The Age of the Earth, publié en 1913, il estime l’âge des plus vieilles roches à 1.600 millions d’années. Il constate que les résultats confirment tous l’échelle stratigraphique basée sur des données paléontologiques. Il en sera de même pour toutes les mesures ultérieures. Les premières valeurs qu’il propose, sont pour nombre d’entre elles confirmées aujourd’hui :

• pour le Carbonifère, il propose 340 Ma, les mesures actuelles place cette période de 354 Ma à 298 Ma :

• pour le Dévonien, il l’estime à 370 Ma, aujourd’hui il dure de 350 à 410 Ma :

• pour le Silurien, il avance 430 Ma et maintenant on le situe entre 435 à 410 Ma

C’est l’un des premiers partisans de la dérive des continents émise par Alfred WEGENER (° 1880, Berlin – † 1930, Groenland). Selon lui, le manteau terrestre contient des cellules de convection qui dissipent la chaleur due aux éléments radioactifs et amènent la croûte terrestre vers la surface. Cette vue étant purement théorique est rejetée par Harold JEFFREYS⁹ (° 22-04-1891 – † 18-03-1989) et la communauté des géophysiciens.

En 1921, l’astronome américain Henry Norris RUSSEL (° 1877 – † 1957), partant de l’âge de la plus vieille roche connue (1.000 Ma) et admettant que tout le plomb des minéraux terrestre est issu de la désintégration de l’uranium, calcule qu’il a fallu 8.000 Ma pour qu’il s’élabore.

En 1938, le physicien américain Alfred NIER (° 1911 – † 1994), puis Harold UREY proposent une approche isotopique de la datation radiométrique. Ils mesurent la composition isotopique du plomb (rapport ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb), produit final des trois familles radioactives, présent dans les galènes et trouve, pour les plus vieux échantillons de roche, des âges de 2.500 Ma .

En 1944, Arthur HOLMES publie un second livre, Principles of Physical Geology, tout aussi célèbre que son premier. Sur la base de nouvelles mesures tenant compte de l’abondance relative des isotopes d’uranium, proposée par Alfred NIER, il arrive à un âge de notre planète beaucoup plus réaliste, soit 4.500 millions d’années ± 100 millions. Deux autres chercheurs, E. K. GERLING et Friedrich HOUTERMANS, se basant également sur les données de NIER, obtiennent, en 1946, le même résultat.

Bien avant que l’on se penche sur l’étude de la dissipation de l’énergie émise par la Terre, les astronomes se lancent dans des spéculations sur celle qui émane du Soleil. W.E. WILSON imagine, pour expliquer celle-ci, une concentration en radium de 3,6 gr/m³ au sein de notre étoile, bien qu’il ne soit pas détecté dans le spectre lumineux de l’astre. L’hélium est identifié pour la première fois en 1868 dans des étoiles. Sur Terre, il a été détecté dans des minerais d’uranium. En 1903, les chimistes britanniques William RAMSAY (° 1852 – † 1916) et Frederich SODDY (° 1877 – † 1956) rapportent que la désintégration du radium produit effectivement de l’hélium. La présence d’hélium dans le Soleil suppose l’existence de réactions thermonucléaires violentes. La nouvelle physique permet d’élucider celles-ci. Une hypothèse hardie conduit ainsi à une large fourchette de 0,6 à 5 milliards d’années, bien loin des 12 à 100 millions d’années donnés par l’école de Lord KELVIN.

En 1929, l’astronome américain Edwin HUBBLE (° 1889 – † 1963) par analyse spectroscopique, observe un décalage vers le rouge des spectres de certaines galaxies. Il en déduit la relation de proportionnalité entre leur vitesse d’éloignement et leur distance (loi de Hubble). Cette loi permet d’estimer l’âge de l’Univers entre 1,8 et 2 GA. Des roches, selon les mesures des géologues, seraient donc plus vieilles que l’univers ! Impossible ! Heureusement, en 1950, la relation distance – vitesse de HUBBLE est revue à la hausse et l’âge de l’Univers recule à 4 GA.

Grâce à l’amélioration de la technique de la spectrométrie de masse dans les années 1950, la détermination de la composition isotopique des éléments présents dans les roches, est fortement facilitée. Durant la Seconde Guerre mondiale, bon nombre de scientifiques européens, afin de fuir le régime nazi, se sont exilés aux Etats-Unis et ont été incorporés dans des programmes de recherches spécifiques (Projet Manhattan, notamment). Cet effort de guerre a permit un développement spectaculaire dans de nombreux domaines technologiques.

En 1953, un post-doctorant à l’Université de Chicago, Clair PATTERSON (° 1922, Mitchellville, Iowa, – † 1995, Sea Ranch, Californie)., procède à l’analyse isotopique des météorites. Il travaille sous la direction du géochimiste américain Harrison BROWN (° 1917 – † 1986), qui a participé au Projet Manhattan et travaille depuis 1947 sur le même sujet. Ils arrivent à la conclusion que la Terre et les météorites sont constitués du même matériau source et se sont formés à la même époque, il y a 4,55 GA (±70 MA),

Mais en fait, l’âge de la Terre qui a été accepté jusqu’à ce jour, est celui déterminé à la fin des années 1930 par A. HOLMES et F.E. WICKMAN. qui s’étaient déjà penchés sur l’abondance isotopique du plomb (²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb et ²⁰⁷Pb) dans les météorites. Sur terre, tout le ²⁰⁴Pb est présent depuis le début de sa formation tandis qu’une partie du ²⁰⁶Pb et du ²⁰⁷Pb est formée constamment par ²³⁸U et ²³⁵U. En comparant les proportions actuelles de plomb et d’uranium de notre planète avec celle du plomb des météorites sans uranium, et connaissant la loi de désintégration de ces différents éléments, HOLMES et WICKMAN sont arrivés à une valeur de près de 4,6 milliards d’années, âge attribué au système solaire.

Toutefois, une nouvelle estimation de l’âge de la Terre a été annoncée dans la revue « Nature » (août 2002). Elle est due aux observations faites par Al CAMERON de l’Université d’Arizona (Tucson, U.S.A.) et Thorsten KLEINE de l’Université de Munster (Allemagne) et de leurs collègues. L’analyse menée par ces chercheurs portant sur des éléments radioactifs rares (hafnium et tungstène) fait reculer l’âge de notre planète de près de 20 millions d’années. Ces éléments étaient abondants au début du système solaire. On en retrouve encore des traces aujourd’hui. Ils constituent de véritables horloges radioactives. Les analyses ont été menées sur des roches terrestres, des fragments de météorites d’origine martienne et d’autres météorites n’ayant pas d’origine planétaire.
Les analyses géologiques faisaient remonter la formation du noyau métallique de la Terre à 50 millions d’années après l’explosion de la supernova alors que les modèles informatiques indiquaient 20 à 30 millions d’années. Le système solaire s’est formé il y a 4.600 millions d’années à partir d’un nuage de gaz et de poussière ayant subit une onde de choc engendrée par l’explosion d’une supernova proche, laquelle a enclenché l’accrétion des différents objets de notre système planétaire.

La formation du cœur de la Terre, de Mars et de la Lune est probablement intervenue dans les 30 premiers millions d’années de la formation du système solaire (4,6 milliards d’années) et non 50 millions d’années après l’explosion de la supernova génératrice de notre système, ce qui ramène l’âge de la formation de la Terre de 4,55 à 4,58 milliards d’années.

III. STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE

Afin de mieux appréhender la suite de notre exposé, il est utile de se pencher sur la structure interne de notre globe.

Grâce à la sismologie, étude de la transmission des ondes émises lors des tremblements de terre, on a pu déterminer que notre planète est formée de quatre sphères emboîtées.
De la surface vers le centre :

• La croûte qui forme l’écorce, rigide et froide, a une épaisseur de 7 Km sous les océans et de 30 à 40 Km sous les continents. Elle fait partie de la lithosphère qui comprend en plus une partie du manteau. Elle atteint 70 Km au niveau de la croûte océanique et environ 150 Km sous la croûte continentale. Elle est découpée en plaques mobiles qui se déplacent horizontalement sur l’asthénosphère.
• Le manteau, ceinture rocheuse de 2.900 Km d’épaisseur composée de silicates et d’oxyde ferro-magnésiens. Il est subdivisé en trois unités de composition minéralogique différente :
  – le manteau supérieur, de 400 Km de profondeur :
  – la zone de transition allant de 400 à 660 Km ;
  – le manteau inférieur, de 600 à 2.900 Km.
  A la limite entre la zone de transition et le manteau inférieur, la température atteint 1.600° C et la pression y est de 23 GPa, tandis qu’au niveau de la couche D », la température est de 3.500° C et la pression de 135 GPa.
  • L’asthénosphère qui est constitué par le manteau moins sa partie appartenant à la lithosphère n’est pas rigide mais à tendance à fluer sous de faibles contraintes ce qui permet aux plaques de la lithosphère de se déplacer les unes par rapport aux autres.
  • Le noyau externe de 2.900 à 5.100 Km, très dense et très chaud, séparé du manteau par la couche D ». Il est formé par un alliage métallique de fer, nickel et éléments plus légers à l’état liquide.
  • A 5.100 Km, la température monte à 5.250° C et la pression à 330 GPa.La graine, d’un diamètre de 1.271 Km, occupe le centre de la planète et est de même composition que le noyau quoique solide. Au centre, la température atteint 6.000° C et la pression est de 365 GPa.

La Terre a un diamètre de 6.371 Km.

Fig. 1 – Structure interne de la Terre

VI. LA DEPERDITION D’ENERGIE A LA SURFACE DU GLOBE

Deux indicateurs permettent de déterminer la déperdition d’énergie en surface :

1. Le flux géothermique

Il mesure la quantité de chaleur dissipée dans les roches. Le fait que la température augmente avec la profondeur, comme l’avait déjà découvert le savant et jésuite allemand Athanasius KIRCHER (° 1602, Fulda – † 1680, Rome) en 1664, montre qu’il y a échange thermique entre le centre de la Terre et sa surface. La valeur moyenne, loin d’être uniforme, est estimée à 60 mW/m²
En raison des surfaces impliquées, ce sont les océans et les continents qui participent les plus globalement à la dissipation, avec des puissances allant de 25 mW/m² pour les zones les plus froides jusqu’à 1 W/m² pour les zones chaudes comme le Yellowstone par exemple. Par contre, ce sont les régions volcaniques (points chauds et dorsales) qui perdent le plus d’énergie avec des flux géothermique pouvant atteindre 400mW/m²

2. Le gradient géothermique

Le gradient géothermique mesure l’augmentation de température constatée dans le sous-sol à mesure que l’on s’éloigne de la surface. Il a d’abord été mesuré lors de forages profonds. Actuellement, il est calculé par des mesures du flux de chaleur émis à la surface de la Terre. Le gradient moyen dans la lithosphère est d’environ 3° C tous les 100 mètres, mais il est variable selon la constitution profonde des différentes régions. Dans les régions géotectoniques stables il n’est que de 1,5 à 2° C pour 100 m, tandis que dans les zones actives, il atteint jusqu’à 6° C pour 100 m.
Nous savons maintenant que cette énergie est produite pour 90% par les éléments radioactifs naturels, principalement l’uranium et le thorium.

Deux mécanismes permettent la transmission de la chaleur du centre vers l’extérieur :
• Dans la lithosphère, le transfert se fait par conduction : l’énergie thermique se propage d’atomes en atomes par agitation thermique sans mouvement de matière.
• Dans le manteau, l’énergie thermique se transmet par convection, c’est-à-dire par transport énergétique dû au mouvement de la matière selon des cellules de convection.
Le gradient adiabatique¹⁰ dans l’asthénosphère, entre les deux couches limites thermiques haute et basse est facilement calculable par la thermodynamique : 0,3° C/Km. Le profil de température dans le manteau est connu indirectement (mesure de température des équilibres minéralogiques dans les enclaves de roches mantelliques, température aux changements de phase olivine/spinelle/perowskite…) jusqu’à 670 Km de profondeur. Il est de 10 à 30° C/Km dans la lithosphère, et de 0,3° C/Km dans l’asthénosphère. La théorie est donc confirmée par les observations, et il n’y a plus qu’à prolonger ce gradient de 0,3° C/Km jusqu’au noyau à -2 900 Km : le calcul donne la valeur de 2.000°C à la base du manteau.
Dans le noyau, on estime la température à l’interface graine/noyau externe (5.150 Km de profondeur) comme étant la température de cristallisation du fer à ces pressions ; c’est environ 5 000°C. Avec un gradient adiabatique calculé (mais invérifiable par l’observation pour le noyau), très voisin de celui du manteau (0,55 °C/km) et en remontant de -5.150 km à -2.900 km, on trouve une température de 3.800°C pour le sommet du noyau externe. On peut donc tracer le géotherme terrestre ci-dessous.

Fig. 2 – Le géotherme terrestre

VII. BIBLIOGRAPHIE

• DE LAUNAY L. (1906) – L’Histoire de la Terre, Ernest Flammarion, éditeur, Paris.
• GOHAU G. (1987) – Une histoire de la géologie, Ed. La Découverte, col. « Points – Sciences » S66.
• PICCIOTTO E.-E. – Les phénomènes radioactifs en géologie, in ? pp. 102-135.
• PREVOST J.-P. (1976) – Grande Encyclopédie Alpha des Sciences et des Technique – Géologie II, Grange Batelière, Paris – Editions Kister, Genève – Erasme, Bruxelles-Anvers
• Intenet :
http://a.foucault.free.fr/buffon.htm
http://fr.wikipedia.org/wiki/William_Thomson
http://mendeleiev.cyberscol.qc.ca/chimisterie/9805/NDumas.html
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-et-geotherme.xml
http://www.cnrs.fr/cnrs-images/sciencesdelaterreaulycee/contenu/dyn_int4-1.htm
http://www.cirs.fr/breve.php?id=69
http://fr.wikipedia.org/wiki/Gradient_g%C3%A9othermique
http://fr.wikipedia.org/wiki/Arthur_Holmes
http://www.attracteur.qc.ca/10-2000/AgeTerre.htm
http://acces.inrp.fr/acces/terre/limites/Temps/datation-isotopique/comprendre/datation-isotopique-de-la-terre
http://www.larecherche.fr/content/impression/article?id=21276
http://www.ulb.ac.be/sciences/gigc/index_fichiers/cours/geochim%20isotopique/cours_geochimie_isotopique_chapitre2.html#2213

Notes

1. E. RUTHERFORD, Arch. Sci. Phys. Nat. , 19 , 31-59 et 125-150, 1905 ; Phil. Mag. , 12 , 348, 1906.
2. R.J. STRUTT, Proc. Roy. Soc. , 84 , 379, 1910
3. J. JOLY et E. RUTHERFORD, Phil. Mag. , 25 , 644, 1913.
4. A.S. EVE, Rutherford , Macmillan, New York, 1939.
5. J.J. THOMSON, Recollections and reflections , Macmillan, New York, 1937.
6. B.B. BOLTWOOD, Amer. J. Sci. , 23 , 77,
7. G.F. BECKER, Bull. Geol. Soc. Amer. , 19 , 113, 1908.
8. Ouvrage cité, p. 100.
9. Mathématicien et statisticien, mais surtout géophysicien et astronome britannique.
10. adiabatique : une transformation est dite adiabatique quand le système considéré n’échange pas dechaleur avec l’extérieur.

Les radionucléides naturels

Article paru dans le « Bulletin du G.E.S.T. », N° 156, juillet 2009


I.      LES RADIONUCLEIDES INDEPENDANTS

Dans l’article précédent, nous avons vu que les radioéléments naturels peuvent se classer en deux grandes catégories :
1) ceux qui dérivent des trois grandes familles radioactives (²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th) ;
2) les éléments indépendants.

Nous allons d’abord passer en revue les radioéléments indépendants. Ceux-ci sont représentés par :

1) le potassium-40 (⁴⁰K), que l’on trouve à l’état de traces (0,011%) dans le potassium naturel, constitué de deux isotopes stables (³⁹K, 93,25% ; ⁴¹K, 6,73%). Il est responsable de plus de la moitié de notre radioactivité corporelle (4 à 5.000 désintégrations/sec pour un homme de 80 Kg). Il contribue, avec l’uranium et le thorium, à la radioactivité des roches et à la chaleur du globe terrestre. D’une demi-vie de 1,3 milliards d’années, il se trouvait dans les poussières des étoiles mortes dont l’agglomération a donné naissance à la nébuleuse proto-solaire. Il se désintègre selon deux voies différentes :
1. la première, qui représente plus de 88% des cas, mène au ⁴⁰Ca par désintégration β- ;

⁴⁰K → ⁴⁰Ca + β^– (1.311MeV)

2. la deuxième, plus complexe, donne du ⁴⁰Ar, essentiellement par capture électronique (EC), suivie de l’émission d’un rayonnement γ de 1,46 MeV :

⁴⁰K + e^– → ⁴⁰Ar + γ (1.505 MeV)

Grâce à sa longue période de désintégration, on peut dater des roches comme les laves dont l’âge se situe entre le million et 1 milliard d’années. L’argon-40 qui résulte de cette désintégration reste prisonnier du réseau cristallin de la lave, lorsque celle-ci se refroidit et se solidifie. La mesure du rapport entre ⁴⁰K et ⁴⁰Ar permet de déterminer l’âge de la roche.

L’élément naturel

Le potassium naturel est le septième élément le plus abondant dans la lithosphère (2,6%).
De nombre atomique 19, il appartient à la famille IA, des métaux alcalins. C’est le premier atome possédant quatre couches électroniques selon la structure : 2 + 8 + 8 + 1 électrons. On lui connaît 24 isotopes, dont deux stables (³⁹K et ⁴¹K), et l’un à longue période (⁴⁰K – 1,3.10⁹ ans). Tous les autres ont des demi-vies s’étageant entre 12 h et moins de 25 ns.

Découverte

Le potassium a été découvert, par électrolyse de la potasse, en 1807 par le physicien et chimiste anglais sir Humphry DAVY (° 17-12-1778, Penzance, Cornouailles – † 29-05-1829, Genève). C’est le premier élément obtenu par cette méthode.
Le nom est formé à partir de l’anglais potash de pot ashes (pot à cendres) et du suffixe ium, parce qu’il résulte de ce processus (potass). En allemand il est appelé kalium. Par contre son symbole K provient étymologiquement de l’arabe al-kali, puis du latin kalium.

Caractéristiques

Le potassium est un métal alcalin mou de faible densité (0,83), d’aspect blanc métallique. Il s’oxyde facilement au contact de l’air, c’est pourquoi on le conserve dans l’huile. Il réagit violemment avec l’eau en produisant du dihydrogène qui peut s’enflammer et même détoner en présence d’oxygène. Il ressemble chimiquement au sodium. A la flamme, ses sels émettent une couleur violette.

Gisement

Le potassium n’existe pas à l’état natif dans la nature. Il est associé à d’autres éléments dans les micas et la plupart des roches éruptives. On le rencontre principalement sous forme :

• de chlorure (KCl), associé à du chlorure de sodium (sylvine, ou sylvinite) :

• de chlorure double, carnallite (KCL.MgCL₂.6H₂O).

On le rencontre également dans des minéraux tels que :

• la caïnite (KCL.MgSO₄.3H₂O) ;

• la langbeinite (K₂Mg₂(SO₄)₃) :

• la polyhalite (K₂Ca₂Mg (SO₄)₄.2H₂O).

Ces différents minéraux que l’on trouve au fond des anciens lacs et mers constituent des minerais relativement important de potassium exploitables économiquement.
Les principaux gisements se situent en Saskatchewan, en Biélorussie, en Alsace, en Californie, en Allemagne, au Nouveau-Mexique et un Utah.
L’eau de mer en contient 0,07% sous forme de chlorure de potassium et constitue une réserve considérable.

Rôle biologique

Son rôle biologique s’est avéré plus important que celui du sodium dont il est très proche. Notre organisme contient trois fois et demie plus de potassium que de sodium, surtout dans le liquide rachidien et dans le sang. Il intervient notamment dans le contrôle des échanges cellulaires.
Les végétaux renferment également cet élément en quantités appréciables, de sorte que leur combustion donne un résidu où il est concentré. Il leur est indispensable pour leur croissance.

Domaines d’application
A l’état métallique :

ses propriétés de puissant réducteur en font un bon réactif dans de nombreuses réactions de chimie fine et de pharmacopée ;

•   en association avec le sodium, il constitue un mélange que l’on désigne du nom de Nak (association des deux symboles) et qui constitue une substance à haut pouvoir de transfert de chaleur, bien supérieur au sodium seul. On l’utilise à l’état liquide dans les réacteurs nucléaires comme fluide réfrigérant.

Composés du potassium

•   l’hydroxyde de potassium (KOH) ou potasse caustique ou potasse, est utilisé pour la fabrication de détergents (savon noir) ;

•   le chlorure de potassium (KCl), en perfusion médicale, sert de substitut au sel alimentaire, afin de compenser une carence à l’origine de troubles du rythme cardiaque. A forte dose il arrête le cœur d’où son utilisation dans les injections à but létal ;

•   le nitrate de potassium (KNO₃) ou salpêtre ou nitre, est utilisé dans la poudre à canon ;

•   le carbonate de potassium (K₂CO₃) entre dans la fabrication du verre et est le principal constituant de la potasse (fertilisant) ;

•   le bromure de potassium (KBr) et iodure de potassium (KI) sont employés en médecine et en photographie ancienne ;

•   le sulfate de potassium (K₂SO₄) est utilisé comme engrais ;

•   le cyanure de potassium (KCN), très toxique, est employé dans la métallurgie de l’or et de l’argent, en galvanoplastie et dans certaines synthèses organiques ;

•   le permanganate de potassium (KMnO₄), réactif chimique puissant et oxydant énergique, employé comme désinfectant ;

•   les engrais NPK (Azote – Phosphore – Potassium).

2) le Rubidium-87 (⁸⁷Rb), qui intervient pour une bonne part dans le mélange des deux isotopes du rubidium naturel (⁸⁵Rb : 72,2% et le ⁸⁷Rb radioactif : 27,8%).
Le ⁸⁷Rb est produit dans les étoiles rouges de masse comprise entre 4 et 8 fois la masse solaire. Il est généré par un processus de « capture lente » de neutrons par des noyaux de fer. D’une période de 47 x 10⁹ ans, il se désintègre par émission β^– en strontium-87 (⁸⁷Sr).
Cet isotope permet de dater l’âge de formation du système solaire et celui d’un grand nombre d’étoiles rouges massives.
Le rubidium naturel est un élément largement répandu dans la nature en petite quantité dans certaines eaux minérales (6.10^-5) et l’eau de mer (2.10^-5), ou sous forme de traces (Rb₂O, RbCl) dans de nombreux minéraux comme :

• carnallite, KMgCl₃.6H₂O

• lépidolite (mica lithinifère) : (Li, Al)₃K[Si₃AlO₁₀F₂]

• triphyline, LiFe+2PO₄

• un sulfate multiple, KAlSi₂Al₂S₄O₁₀

Il se rencontre également en faibles proportions dans le thé, le café, le tabac, et en traces dans la plupart des organismes vivants.

Sa présence a été établie en 1861 par Robert Wilhem BUNSEN (° 31-03-1811, Göttingen – † 16-08-1899, Heidelberg) et Gustav KIRCHHOFF (° 12-03-1824, Königsberg † 17-10-1887, Berlin) dans les raies spectrales du lépidolite. Lors de l’analyse spectrographie de sel, ils découvrent deux raies rouges qui n’appartiennent à aucun élément connu. Ils lui attribuent le nom de rubidium (du latin rubidus, rouge foncé). Il constitue l’élément de numéro atomique 37 et fait partie de la famille IA (métaux alcalins).
Malgré son abondance, aucun minerai ne le renferme comme élément principal et sa production est en fait un sous-produit de la préparation d’autres métaux alcalins.
Parmi les 24 isotopes de rubidium possibles, seuls le ⁸⁵Rb et le ⁸⁷Rb se retrouvent dans les minerais.

Domaines d’application

Il est utilisé dans la fabrication :

• de cellules photovoltaïques, en alliage avec le césium ;

• de verre de sécurité. L’ajout de carbonate de rubidium (Rb₂CO₃) ou d’oxyde de rubidium (Rb₂O) permet d’obtenir du verre de sécurité par trempage ;

• de tubes cathodiques ou électroniques dans lesquels on l’utilise comme capteur de gaz (getter) pour parfaire le vide :

• de magnétomètre : sa sensibilité aux champs magnétiques, grâce à son électron périphérique le plus éloigné, en fait une excellent magnétomètre. Il met en évidence des champs magnétiques 100.000 fois plus faibles que ceux agissant sur la boussole. Il permit de déceler, par survol aérien, les anomalies révélatrices de gisements de gaz naturel en mer du Nord ;

• des feux d’artifice : pour produire la coloration violette ;

• d’horloges atomiques se basant sur la transition hyperfine de ⁸⁷Rb à 6,834682612 GHz

L’utilisation de cette propriété permet d’obtenir des horloges commerciales compactes et de bas coût, ayant une stabilité relative de fréquence de 5×10^-11 (soit une erreur possible de 1 seconde sur un peu plus de 600 ans).

• Il existe également des horloges appelées « fontaines atomiques », fonctionnant avec du ⁸⁷Rb refroidi et manipulé par laser, qui atteignent des stabilités relatives de fréquence bien meilleures, comprises entre 10^-13 et 10^-14.

Il est également utilisé en :

• médecine lors d’examen de la perfusion du myocarde : le ⁸²Rb, de période très courte (75 secondes), est utilisé comme un indicateur d’ischémie en TEP ;

• pharmacopée : pour la fabrication de médicaments nooanaleptiques ;

3) le Samarium (Sm) : élément de numéro atomique 62, appartient au groupe IIIA, et fait partie des lanthanides.
Le samarium a été découvert par spectroscopie en 1853 par le chimiste suisse Jean Charles GALISSARD DE MARIGNAC (° 24/04/1817, Genève – † 15/04/1894, Genève) qui observa ses fines raies d’absorption dans la didymium. Il fut isolé, sous la forme d’un mélange de deux oxydes, à partir d’un échantillon de samarskite, par Paul-Emile LECOQ DE BOISBAUDAN (° 18/04/1838, Cognac – † 28/05/1912, PARIS) en 1879. La samarskite est un minerai composé d’uranium, de thorium et de terres rares ((Y, Ce,U, Fe)₃(Nb, Ta,Ti)₅O₁₆), dénommé ainsi en hommage au minéralogiste russe V.E. SAMARSKI qui l’a étudié. En 1901, le chimiste français Eugène Anatole DEMARÇAY (° 1/01/1852 – † 12/1904) parvient à séparer les deux oxydes.

Naturellement le Sm est composé de 4 isotopes stables (¹⁴⁴Sm, ¹⁵⁰Sm, ¹⁵²Sm et ¹⁵⁴Sm) et de 3 radio-isotopes à très longue période (¹⁴⁷Sm, 1.06×10¹¹ ans ; ¹⁴⁸Sm, 7×10¹⁵ ans et ¹⁴⁹Sm, >2×10^{15 an}s). Le ¹⁵²Sm intervient pour 26,75% dans la nature. L’isotope ¹⁴⁶Sm a également une assez longue demi-vie (10⁸ ans), mais il est connu en traces infimes provenant de la nucléosynthèse des supernova.
¹⁵¹Sm a une demi-vie de 90 ans, tandis que celle de ¹⁴⁵Sm est de 340 jours. Tous les autres radio-isotopes ont des périodes de moins de 2 jours et la majorité d’entre eux ont des demi-vies de moins de 48 secondes.
Le principal mode de désintégration de l’isotope stable le plus abondant (152Sm) se fait par capture électronique suivi d’une émission β^–. Les principaux produits de désintégration sont le Pm (prométhium) et Eu (europium).

On ne le trouve jamais à l’état libre, mais, comme d’autres éléments des terres rares dans de nombreux minéraux, en petites quantités, dont les principaux sont :

l’allanite-(Ce)                                  (Ce, Ca,Y)2(Al,Fe⁺², Fe⁺³)₃ (SiO₄)₃ OH
l’allanite-(Y)                                    (Y,Ce,Ca)₂(Al,Fe⁺³)₃(SiO₄)₃ OH
la bastnäsite-(Ce)                          (Ce,La)CO₃F
la bastnäsite-(Y)                            (Y,La)CO₃F
l’euxénite-(Y)                                  (Y,Ca,Ce,U,Th)(Nb,Ti,Ta)₂O₆
la monazite-(Ce)                             (Ce,La,Nd,Th)PO₄ (environ 2,8 %)
la monazite-(La)                             (La,Ce,Nd)PO₄
la monazite-(Nd)                            (Nd,La,Ce)PO₄
la samarskite-(Y)                            (Y,Ce,U, Fe⁺³)(Nb,Ta,Ti)₅O₁₆

Les zones d’exploitation les plus importantes se situent en Australie, en Chine, en Mongolie, en Inde, en Malaisie, en Russie, en Tanzanie, au Burundi, en Zambie, à Madagascar, en Suède, au Canada, aux Etats-Unis et au Brésil.

Domaines d’application

• Aimant permanent : en alliage avec le cobalt (SmCo₅ et Sm₂Co₁₇). Les aimants en SmCo₅ possèdent des propriétés magnétiques permanentes très poussées et leur résistance à la démagnétisation est la plus élevée à la température ambiante. Ils sont utilisés dans les très petits haut-parleurs pour baladeurs et téléphones portables.

• Capteur de neutrons : sa grande capacité de captage des neutrons en font un excellent capteur, à l’état allié avec d’autres métaux, dans les réacteurs nucléaires.

• Maser : des composés de samarium, en petites quantités sont ajoutés à du CaF₂ lors de la fabrication des cristaux destinés aux masers. Le samarium sert également au dopage de cristaux lasers. La perturbation ainsi introduite dans le réseau va induire un « cristal activé » qui émettra une lumière de longueur d’onde bien définie lorsqu’il sera heurté par un faisceau lumineux ou un rayonnement.

• Condensateurs céramiques : dans certaines situations déterminées, il est fait usage d’un diélectrique de porcelaine ou de céramique. Dans ces cas, on utilise fréquemment des oxydes de lanthane, de néodyme ou de samarium.

4) le Lutétium (Lu) : élément de numéro atomique 71, appartenant également au groupe IIIA Il est le dernier des lanthanides. Il a d’abord été confondu avec l’ytterbium en 1878 par Jean Charles GALISSARD DE MARIGNAC. C’est en 1907 que Georges URBAIN s’aperçoit que l’ytterbium est en fait constitué de deux éléments et qu’il sépare les oxydes d’ytterbium et de lutécium. Le nom du nouvel élément, Lutécium, est attribué en hommage à Lutèce, nom romain de Paris. La même année, en Autriche, Carl AUER VON WELSBACH le découvre également et l’appelle cassiopeum. Actuellement il est reconnu sous le terme de Lutétium (Lu).
On le trouve sous forme d’un mélange de ¹⁷⁵Lu (97,41%) et de ¹⁷⁶Lu (2,59%). Ce dernier est légèrement radioactif, avec une demi-vie de 30 milliards d’années.
Le lutétium est par importance le 61^ème élément constituant la lithosphère qui en contient 8.10^-5 % jusqu’à 16 Km de profondeur.

Les minéraux les plus importants, qui contiennent de petites quantités de cet élément, sont :

la gadolinite-(Ce) (Ce,La,Nd,Y)2Fe⁺²Be₂Si₂O₁₀
la gadolinite-(Y) Y₂,Fe⁺²,Be₂Si₂O₁₀
la monazite-(Ce) (Ce,La,Nd,Th)PO4 (environ 0,003 % de Lu)
la monazite-(La) (La,Ce,Nd)PO₄
la monazite-(Nd) (Nd,La,Ce)PO₄
le xénotime-(Y) Y PO₄

Comme d’autres « terres rares », le lutétium est extrait de la monazite où il coexiste avec d’autres éléments dans une proportion de 0,003 %.
On l’exploite surtout en Inde, en Malaisie, en Australie, en Afrique du Sud et aux Etats-Unis.

Domaines d’application :

Les nucléides stables de Lu sont utilisés comme catalyseurs pour le craquage, l’alkylation, l’hydrogénation et la polymérisation (Lu₂O₃).
Egalement employé dans les lampes à incandescence (Lu₂O₃).

A ces quatre radioéléments on peut ajouter le rhénium-187 (¹⁸⁷Rh) qui se transmute par émission β^– en osmium-187 (¹⁸⁷Os) avec une période supérieure à 10¹² ans.

Tableau récapitulatif des radionucléides indépendants naturels

II. LES TROIS GRANDES FAMILLES RADIOACTIVES

Nous avons déjà évoqué ces familles lors de l’histoire de la radioactivité . Les radionucléides naturels, autres que ceux que nous avons décrit dans le chapitre précédent dérivent tous des trois radionucléides suivants :

• L’uranium-235 d’une durée de vie de 7.10⁸ années ;
• L’uranium-238 d’une période de 4,5.10⁹ années ;
• Le thorium-232, dont la période est de 1,4.10¹⁰ années.

Ceux-ci étaient présents dans la nébuleuse proto-solaire qui par accrétion donna naissance à notre système solaire. Ils sont à l’origine des trois familles naturelles de radioéléments.
Elles comprennent 42 isotopes appartenant à 12 éléments chimiques, situés dans les deux dernières lignes du tableau périodique. Ce sont : ₈₁Ti, ₈₂Pb, ₈₃Bi, ₈₄Po, ₈₅At, ₈₆Rn, ₈₇Fr, ₈₈Ra, ₈₉Ac, ₉₀Th, ₉₁Pa et ₉₂U.

A. Famille de l’uranium

Cette famille a pour tête ²³⁸U et au bout de 14 générations donne un isotope stable : ²⁰⁶Pb. Nous donnons à titre d’exemple le diagramme de filiation (fig. 1) ainsi que la listes des descendants (fig. 2) de l’²³⁸U. Ceux des deux autres familles peuvent être établiq de la même manière.

Fig. 1 – De l’uranium 238 au plomb 206

Le diagramme montre le cheminement sur la carte des noyaux de la cascade de désintégrations partant de 238U et se terminant au 206Pb stable, avec ses 82 protons et 124 neutrons. Les désintégrations alpha diminuent de 2 unités les nombres de protons et de neutrons, alors que les désintégrations β- diminuent de 1 les neutrons et augmentent de 1 les protons. Les cheminements alpha sont corrigés à intervalles réguliers par des désintégrations bêta qui permettent d’atteindre le meilleur équilibre entre protons et neutrons. ( IN2P3)
En généralisant, on constate que le nombre de nucléons des noyaux appartenant à cette famille est en 4n + 2.

Fig. 2 -Les 14 générations de la descendance de l’uranium

Filiation radioactive simplifiée de l’uranium-238. Les désintégrations qui se succèdent avec des périodes extraordinairement différentes changent la composition du noyau donc la nature de l’atome. Le nombre de nucléons diminue de 4 quand le noyau émet une particule alpha et reste inchangé quand il émet un électron bêta ( IN2P3).

L’uranium

Cet élément, de numéro atomique 92 assez fréquent, fait partie de la famille des « Actinides ». C’est le dernier élément naturel. L’uranium naturel comporte trois isotopes ; ²³⁸U (99,28 %), ²³⁵U (0,71 %) et ²³⁴U (0,006 %). C’est un métal lourd radioactif à très grande période : ²³⁸U, 4,5.10⁹ ans ; ²³⁵U, 7.10⁸ ans. Ce dernier isotope est le seul élément naturellement fissible. Sa désintégration libère une énergie voisine de 200 MeV, soit un million de fois supérieure à celle des combustibles fossiles à masse équivalente.
On le trouve partout à l’état de traces, difficilement exploitables, y compris dans l’eau de mer. Dans le manteau, les isotopes ²³⁸U et ²³⁵U entretiennent la chaleur interne de notre globe et sont responsables de la géothermie. Il se trouve également dans la croûte terrestre et plus particulièrement dans les terrains granitiques et sédimentaires, à des teneurs d’environ 3 g/tonne. A titre d’information, un terrain de 20 m de côté contiendrait sur une profondeur de 10 m, environ 24 Kg, soit, par extrapolation, près de 1.0¹² tonnes rien que pour la lithosphère.
Selon le CEA et la COGEMAX, l’eau de mer en contient 3 g/m³, soit 4,5.10⁹ tonnes. Les eaux douces de ruissellement en entraînent aussi en diverses concentrations, ainsi le Rhône charrie environ 29 t/an, provenant essentiellement des roches uranifères des Alpes. Les eaux naturelles de consommation ont également une teneur en uranium :
• Badoit : 58 µg/l à la source, 5,45 µg/l après traitement
• Vichy : 20 µg/l

Le seuil OMS pour les eaux de boisson est fixé temporairement à 2 µg/l
Ses principaux minéraux sont : la pechblende qui contient l’oxyde U₃O₈, la carnotite (vanadate), la coffinite (silicate) et l’autunite (phosphate). Nous reviendrons sur ceux-ci lorsque nous aborderons les minéraux radioactifs.
C’est en 1789, que le chimiste prussien Martin Heinrich KLAPROTH (° 1-12-1743, Wernigerode – † 1-01-1817, Berlin) le met en évidence en analysant un morceau de pechblende provenant du gisement de Sint-Joachimsthal en Autriche. Il donne le nom de « urane » ou « uranite » au composé qu’il obtient, en référence à la découverte de la planète Uranus faite, huit plus tôt, par William HERSCHEL.
En 1841, le chimiste français Eugène-Melchior PELIGOT (° 1811, Paris – † 1890, Paris) démontre que l’uranite est en fait composé de deux atomes d’oxygène et d’un atome d’un nouvel élément qu’il isole et nomme uranium. Il estime sa masse volumétrique à 19 g/cm³.
Rappelons que c’est Henri BECQUEREL qui découvre sa radioactivité, en 1896, en constatant l’impression de plaques photographiques déposées par inadvertance auprès de sels d’uranium.

Domaine d’application
Applications historiques :

Avant de connaître son pouvoir fissile, l’uranium était utilisé dans la fabrication de la céramique et de la faïence pour ses pigments jaune, orange et vert.

Applications militaires :

Lorsque sa fission fut découverte par bombardement neutronique, les applications militaires se sont rapidement développées. Il suffit de rappeler les ravages des bombes atomiques lancées sur le Japon lors de la Seconde guerre mondial et la menace que font peser sur l’humanité les pays possesseurs de l’arme atomique.
L’uranium appauvri, un sous-produit de l’enrichissement de l’uranium, est utilisé comme arme tactique, à cause de sa dureté, de sa densité et de son pouvoir pyrophorique. A très haute vitesse, il perfore les blindages les plus épais et s’enflamme lors de l’impact, provoquant un incendie destructeur. Ce type de projectiles a été utilisé lors de la guerre du Golfe, en Irak et au Kosovo.

Applications civiles :

Heureusement, ses applications ne se limitent pas là. L’uranium enrichi en ²³⁵U sert de combustible dans les réacteurs nucléaires. Un nouveau combustible a été mis au point avec de l’uranium appauvri et un complément de plutonium (MOX)
Les deux isotopes naturels les plus abondants servent à dater les roches les plus anciennes par la méthode U/Th et U/Pb.

B. Famille de l’actinium

Dans celle-ci, le radionucléide de tête est ²³⁵U qui après une cascade de 11 degrés donne l’isotope stable ²⁰⁷Pb. Le nombre des nucléons des noyaux appartenant à cette filiation répond à la formule 4n + 3.

L’actinium

L’actinium-89 est le premier élément de la famille des actinites. On le trouve dans les minerais d’uranium à la teneur de 2 parties pour 10.10⁹ d’uranium. Deux isotopes naturels lui sont connus. 227Ac, de la série dite de désintégration de l’actinium, est le résultat de la désintégration de ²³⁵U. Il possède une demi-vie de 21,733 ans. Le deuxième isotope est ²²⁸Ac, élément de la série du thorium, produit lors de la désintégration de ²³²Th.. On le désigne parfois du nom de mésothorium-2. Sa période est de 6,13 heures.
L’actinium est extrêmement rare. On le trouve dans tous les minerais d’uranium. On l’obtient généralement en bombardant du radium par des neutrons dans un réacteur nucléaire.
C’est en 1899 que le chimiste français André DEBIERNE (° 14-07-1874, Paris – † 31-08-1949, Paris) le découvre dans la pechblende. Il lui donne le nom d’actinium (du grec aktinos = rayonnement) à cause de sa forte activité, 150 fois supérieure à celle du radium.

Domaine d’application
On l’utilise comme source de neutrons et dans des générateurs thermo-électriques.

C. Famille du thorium

Le point de départ est ²³²Th qui donne en fin de cascade l’isotope stable ²⁰⁸Pb. Dans ce cas-ci, le nombre de nucléons des noyaux est un multiple de 4 : 4n.

Le thorium

C’est le deuxième élément des actinites de numéro atomique 90. Le thorium naturel est constitué d’un mélange de ²³²Th dont la période est de 1,39.10¹⁰ années, de ²²⁸Th (1,9 ans) et de traces variables de quatre autres isotopes. ²³²Th est un isotope fertile, c’est-à-dire, que par absorption d’un neutron il donne un élément fissile. Il se transforme en ²³³Th par capture d’un neutron, qui se désintègre ensuite en ²³³Pa (protactinium) qui donne finalement ²³³U fissile.
Le thorium se retrouve en faible quantité (12 ppm) dans la plupart des roches, il est trois fois plus abondant que l’uranium et à peu près autant que le plomb.
On le rencontre dans de nombreux minéraux comme la thorite (ThSiO₄), la thorianite (ThO₂), la monazite ((Ce, La, Nd, Th)PO₄), la bastnaésite et l’uranothorianite. La monazite peut contenir jusqu’à 12 % d(oxyde de thorium.
Le chimiste suédois Jens Jakob BERZELIUS, sur la base d’un échantillon provenant de l’île de Levey en Norvège, identifie un nouvel élément qu’il nomme thorium en l’honneur du dieu scandinave du tonnerre, Thor.
Durant les années 1910, Ernest RUTHERFORD et Frederick SODDY démontre que le thorium se désintègre selon une loi exponentielle ce qui les amènent à développer leur théorie de la radioactivité.

Domaine d’application
Le thorium a de nombreuses applications :

• électrode, cathode : en revêtement des filaments de tungstène dans les tubes à décharge et pour les cathodes de nombreux dispositifs électroniques. C’est sa faculté d’émettre des électrons qui est mise à profit dans ces cas ;
• verres optiques : dans la fabrication de lentilles de qualité pour les appareils photographiques et des instruments scientifiques. Son adjonction augmente l’indice de réfraction et diminue la dispersion, ce qui diminue l’aberration optique ;
• manchon à incandescence : la mauvaise conductibilité thermique de l’oxyde de thorium en mélange avec de l’oxyde de cérium permet d’augmenter la température des manchons d’éclairage et donc leur luminosité ;
• produits réfractaires : par addition d’oxyde de thorium, on obtient des porcelaines très dures et résistantes aux hautes températures ;
• agent d’alliage dans les structures en acier ;
• électrodes de soudage, en alliage de tungstène : permet d’atteindre le plus haut point de fusion connu (4.000° C) ;
• dans l’industrie électronique comme détecteur d’oxygène ;
• catalyseur en chimie, dans la transformation de l’ammoniac en acide nitrique ;
• dans l’industrie pétrolière pour le cracking et l’extraction d’hydrocarbures de carbone ;
• pour la production d’acide sulfurique ;
• dans l’industrie nucléaire en tant que combustible dans les supergénérateurs.

III. BIBLIOGRAPHIE

Collectif (1976) – Grande Encyclopédie Alpha des Sciences et des Techniques – Chimie, Grange Batelière, Ed. Atlas, Paris – Ed. Kister, Genève – Ed. Erasme, Bruxelles-Anvers.
DUCROCQ A. (1976) – Les éléments au pouvoir, Julliard.
PICCIOTTO E.-E. – Les phénomènes radioactifs en géologie,
http://fr.wikipedia.org/wiki/Rubidium
http://www.larecherche.fr/content/impression/article?id=10434
http://fr.wikipedia.org/wiki/Lut%C3%A9cium
http://fr.wikipedia.org/wiki/Ruth%C3%A9nium

Cliquer pour accéder à Chap_I_Etat_de_l’art.pdf

http://www.laradioactivite.com/fr/site/pages/desintegrationencascade.htm
http://fr.wikipedia.org/wiki/Thorium
http://www.francenuc.org/fr_mat/thorium_f.htm
http://fr.wikipedia.org/wiki/Thorium

La nucléosynthèse ou comment la nature fabrique les éléments chimiques

I. LES TYPES D’ELEMENTS RADIOACTIFS NATURELS

Il existe deux types d’éléments radioactifs naturels :
– Les radioéléments à longue période et leurs descendants formés bien avant la naissance de notre planète. Ils ont une vitesse de disparition constante où qu’ils soient, et indépendante des conditions extérieures. Ce sont eux que l’on qualifie de radioéléments naturels.
– Les radioéléments formés par réaction nucléaire naturelle, dont la proportion isotopique est variable et dépend des conditions extérieures. Ils se forment encore à l’heure actuelle.

Les radioéléments naturels peuvent se classer en deux grandes catégories :
– ceux qui dérivent des trois grandes familles radioactives (²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th2) ;
– les éléments indépendants.

On connaît quelques 70 radionucléides naturels issus des trois grandes familles
Au moment de sa production, l’uranium naturel était constitué à part égale de ses deux isotopes, l’²³⁸U et l’²³⁵U. Actuellement ce rapport est de 99,3% d’²³⁸U pour 0,70% d’²³⁵U.

II. NUCLEOSYNTHESE DES ELEMENTS CHIMIQUES

A. D’où viennent tous ces éléments radioactifs à très longue période ?

Pour comprendre cette apparition des radionucléides à longue demi-vie, il est nécessaire de se pencher sur la formation et l’activité des étoiles. N’oublions pas que nous sommes, comme l’a écrit Hubert REEVES, « poussières d’étoiles » . Nous allons seulement survoler les processus qui ont permis la création des différents éléments chimiques du tableau périodique. Notre propos n’est pas de nous lancer dans la cosmologie mais de comprendre l’origine des radionucléides qui entrent dans la composition de notre planète.

B. Nucléosynthèse primordiale

Quelques 100 secondes après le « Big Bang », le premier élément qui se forme est le proton ou noyau d’hydrogène (¹H). S’en suit une structure un peu plus complexe formée de deux nucléons, un proton et un neutron : le deutérium ou deutéron (²₁D), qui malheureusement a une vie éphémère et disparaît sous les coups de butoir des photons primordiaux très énergétiques. Premier arrêt dans la progression des éléments chimiques !
Nous sommes en pleine expansion : la température de l’univers chute (moins de 1 milliards de degrés), les photons perdent de leur énergie et les deutérons pourront survivre. L’ascension vers des éléments plus complexe commence. Chaque ²D capte un neutron pour se transmuter en hélium-3 (³He) qui à son tour s’enrichit d’un nouveau neutron pour donner l’hélium-4 (⁴He), élément très stable comme tous les gaz nobles. Malgré des tentatives pour former des éléments à plus grand nombre de nucléons, comme le lithium (₃Li), le béryllium ₄Be), deuxième arrêt de la nucléosynthèse ! Nous sommes à trois minutes du point zéro et l’expansion se poursuit à grande vitesse. L’univers est à ce moment composé d’hydrogène, d’hélium, à raison d’un ⁴He pour 12 ¹H, de traces de lithium et de béryllium, de neutrinos, d’électrons libres et de photons. Cette situation va persister durant près de 300.000 ans. Pendant ce temps, l’expansion a continué sa course, la température a chuté considérablement pour atteindre les 3.000° C ; les photons ont encore perdu de leur énergie, la force électromagnétique entre en jeu permettant la formation d’atome d’hydrogène par capture d’un électron orbitaire, d’atome d’hélium qui en retient 2. La matière prend le dessus sur le rayonnement : l’univers devient transparent. Pour continuer il faut trouver un moyen de débloquer la situation. La solution réside dans la formation par gravitation des galaxies et des étoiles. Faisons un bond en faisant l’impasse sur la formation des premières galaxies et reprenons notre histoire lors de la formation de la première génération d’étoiles.

C. Première génération d’étoiles

L’activité d’une étoile, dans sa phase initiale, après sa première contraction gravitationnelle, se résume à une transmutation de son hydrogène en hélium. Cette réaction s’accompagne d’une légère diminution de masse due à l’énergie libérée lors de la formation d’⁴He par 4 protons (¹H). La conversion peut être plus ou moins rapide selon la grosseur de l’astre. Pour cela, il faut une température suffisante, de l’ordre de 10 millions de degrés, pour que les protons puissent vaincre la force électrique de répulsion et entrer en contact les uns avec les autres.
Occasionnellement d’autres éléments peuvent se former. En effet, la synthèse de l’hélium à partir de l’hydrogène peut prendre divers chemins en passant par le lithium, le béryllium, le bore, le carbone, l’azote et l’oxygène (éléments 3, 4, 5, 6, 7, 8).

Réactions de la chaîne proton-proton, principale source d’énergie (fig. 1) :

¹H + ¹H → ²D + e⁺ + γ
²D + ¹H → ³He + γ
2 ³He → ⁴He + 2 ¹H + γ

Fig. 1 – Réactions de la chaîne proton-proton – conversion de l’hydrogène en hélium

D. Phase hélionique

Lorsque la réaction thermonucléaire alimentée par l’hydrogène s’arrête faute de combustible, la gravitation reprend ses droits, la température augmente pour atteindre 100 millions de degrés nécessaires à la fusion des noyaux d’hélium et l’étoile entame sa deuxième phase. Une nouvelle série d’éléments verra le jour. Deux hélions (₂He) donneront un noyau de béryllium (₄Be) qui absorbant à son tour un nouveau ₂He engendrera un noyau de carbone (₆C), en libérant une énergie de 7,6 MeV. L’activité thermonucléaire est réenclenchée. Tandis que le cœur de l’étoile continue à se contracter, son atmosphère sous la poussée due à la libération de l’énergie de combustion de l’hélium se dilate et se refroidit. L’étoile devient une géante rouge.
La vitesse des réactions augmente avec la température. A 120 millions de degrés, l’hélium (²He) s’allie au carbone (⁶C) pour le transformer en oxygène (₈O), ¹⁶O se transforme en ¹⁷O par absorption d’un neutron, puis à une température légèrement supérieure, l’oxygène (₈O) absorbe un noyau d’hélium (₂He) donnant le néon (sub>10Ne), <sup20Ne engendre ²¹Ne, également par absorption d’un neutron.

²He + ¹³C → ¹⁶O + n
²He + ¹⁷O → ²⁰Ne + n

Après la phase de fusion du carbone viennent celles du néon, de l’oxygène, du magnésium, du silicium, ce que traduit la figure 3.
Avec l’apparition du néon, le processus marque un temps d’arrêt, car cet élément comme tous les gaz inertes possède une grande stabilité. Il faut dépasser le cap des 200 millions de degrés pour qu’un noyau de néon (₁₀Ne) absorbe un hélion (₂He) et se convertisse en magnésium (₁₂Mg). D’autres réactions thermonucléaires peuvent se produire comme la fusion de deux carbone (₆C) qui donne également ₁₂Mg, avec la libération d’une énergie de 15 MeV.

²He + ²¹Ne → ²⁴Mg + n

On constate que la production de nouveaux éléments s’est faite selon une loi simple, par l’absorption d’un hélion qui augmente le numéro atomique de deux unités, tandis que le nombre de masse est un multiple de 4. On parle de chaîne hélionique.
Cette séquence va se reproduire de nombreuses fois : à l’épuisement d’un combustible, le cœur de l’étoile s’effondre un peu plus, la température augmente en proportion et un nouvel élément plus dense est généré. L’étoile se dispose en couche tel les « pelures d’un oignon ». Chacune d’elles à une température propre de moins en moins élevée au fur et à mesure que l’on s’éloigne du cœur. Les réactions thermonucléaires des étapes précédentes s’y perpétuent en fonctions des conditions de chaleur et de pressions.
Le processus va se poursuivre jusqu’à l’obtention du ⁵⁶Fe.

Toutefois, un élément impair s’est glissé dans le système : il s’agit de l’azote (7N). Celui-ci est le résultat de la fusion d’un deutérium (2D) avec un noyau de carbone.

E. Le cycle du carbone

Dans certaines étoiles, généralement de seconde génération, mais également dans des étoiles primitives, on constate l’existence d’un cycle thermonucléaire qui met en jeu le carbone (cycle de Bethe) : En effet, les noyaux des premiers éléments, dans les astres de premières génération, naissant de processus nucléaires ont de grandes énergies qui leur permettent de déclancher des réactions secondaires. Ainsi un noyau de carbone peut résulter de la fusion de trois hélions. Ce carbone intervient dans un cycle où 4 protons sont absorbés selon les formules suivantes :

Absorption d’un H           transmutation par rayonnement β

réaction                                                      ¹H + ¹²C → ¹³N + γ → ¹³C + ß⁺ + ν
durée de la mutation                                   9.10⁵ ans                           7 mn

¹H + ¹³C → ¹⁴N + γ
1,8.10⁵ ans
¹H + ¹⁴N → ¹⁵C + γ→ ¹⁵N + ß⁺ + ν
16.10⁶ ans 2 mn
¹H + ¹⁵N → ¹²C + ⁴He
5.10⁶ ans

Le cycle du carbone s’accélère en fonction de la température. Il n’intervient qu’à des températures élevées et avec un apport initial de carbone, si la fusion des protons a fourni le point de départ.
La figure ci-dessous (fig. 2) illustre ce cycle dont la possibilité a été démontrée par BETHE et WEIZÄCHER, en 1938. Le processus proton-proton n’a été découvert qu’en 1951 à la suite des travaux de FOWLER et SCHATZMANN.

Fig. 2 – Le cycle du carbone ou cycle de Bethe

F. L’intervention des neutrinos

L’évolution nucléaire s’emballe à cause de l’intervention d’une nouvelle particule : le neutrino. Pour continuer dans sa progression vers les éléments de masse plus élevée, l’étoile doit produire de l’énergie. Elle se contracte et reprend l’ascenseur thermique vers des températures de plus en plus élevées. Elle émet en son centre un flux de neutrinos de plus en plus important. Cette particule élémentaire, contrairement à celles qui interviennent jusqu’à présent dans la nucléosynthèse, n’a pratiquement pas de masse (10.000 fois plus faible que celle de l’électron) et n’a pas de charge électrique. Elle a la particularité de n’être pratiquement pas absorbée, elle traverse notre planète de part en part s’en être affectée.
Pour expliquer certaines particularités de la radioactivité β (excédent d’énergie), FERMI, en 1936, avait calculé sa présence dans la réaction de désintégration du neutron en proton. Comme il n’y a pas d’électrons dans le noyau, ceux-ci doivent être générés à partir d’un nucléon lors de la désintégration β, ce que les équations suivantes représentent :

n → p + e- + ν ou p → n + e+ + ν

n = neutron; p = proton; e- = électron; e+ = positron; ν = neutrino ; ν = antineutrino.

Il fallut attendre 1954 pour la détecter.
Le flux de neutrinos apporte à l’étoile l’énergie nécessaire pour continuer sa progression et l’amener au stade ultime.
Grâce aux neutrinos, quelques milliers d’années suffisent pour engendrer près d’une centaine de nouveaux éléments. On passe du Si au groupe des métaux : fer (₂₆Fe), cobalt (₂₇Co), nickel (₂₈Ni), cuivre (₂₉Cu), zinc (₃₀Zn), etc.

G. Phase neutronique

Il est à remarquer que les réactions, impliquant des hélions, donnent des neutrons libres entraînant une nouvelle phase dans la vie de l’étoile. D’un processus hélionique on passe à un processus neutronique. A partir de maintenant la montée dans l’escalier nucléaire se fait par addition d’un neutron.
Ainsi, le cadmium dont la forme courante est ¹¹⁰Cd, comporte 48 protons et 62 neutrons. L’arrivée d’un nouveau neutron donne l’isotope ¹¹¹Cd (48p + 63n), puis ¹¹²Cd (48p + 64n) et ainsi de suite jusqu’au ¹¹⁴Cd (48p + 66n). Si un dernier neutron pénètre le noyau de Cd, une instabilité s’installe et la combinaison 48p + 67n devient 49p + 66n en un délai très court. Le neutron excédentaire se transforme par radioactivité β en proton, avec émission d’un électron et d’un neutrino. Le cadmium se transmute en indium (₄₉In). Le mouvement se poursuit jusqu’à l’apparition de l’étain (¹¹⁶Sn).
Ces phases se déroulent dans la zone des températures variant entre 2 et 5 milliards de degrés.

Fig. 3 – L‘escalier nucléaire

Pour illustrer les grandes étapes de l’évolution nucléaire, nous avons repris le damier conçu par Hubert REEVES dans son ouvrage « Patience dans l’azur – L’évolution cosmique ». Les noyaux atomiques sont placer selon leur nombre de protons (verticalement) et leur nombre de neutrons (horizontalement). Sont représenté ici tous les isotopes stables jusqu’au silicium (plus deux instables, le neutron et le carbone 14). Les isotopes stables se disposent à peu près selon une diagonale (nombre de protons à pe près égal au nombre de neutrons).

H. Stade ultime d’une étoile

Selon sa masse, l’évolution d’une étoile se termine par la génération de noyaux de carbone ou d’oxygène. Dans ce cas, nous avons affaire à des naines blanches qui se refroidiront lentement sans éjecter leur matière et terminer leur vie sous forme de naines noires, c’est le destin de notre soleil. Si la masse est plus importante, le stade ultime sera le fer. Le processus s’arrête là, faute de températures suffisantes et de moyens de fournir la quantité d’énergie nécessaire à la formation des éléments lourds. Le noyau de l’astre se contracte et implose littéralement engendrant des températures énormes. Le fer se désintègre accélérant le processus : élévation de température, contraction du noyau. Par rebondissement sa couronne est violemment projetée dans l’espace, y dissipant tous les éléments crées durant sa genèse : c’est l’explosion d’une supernova.

I. Nouvelles générations d’étoiles

L’explosion de la supernova va enclencher de nouvelles réactions dans les nuages interstellaires. Les neutrons, accélérés par la déflagration, peuvent fusionner avec les noyaux éjectés pour constituer des éléments plus lourds.
Les premières étoiles ont recraché du carbone, de l’oxygène, du silicium et du fer. Une nouvelle génération d’étoiles voit le jour, contenant des éléments plus lourds générés dans les nuages cosmiques. Le processus se répète ainsi indéfiniment créant ce que les astronomes appelle le cycle de la matière dans l’univers (fig. 4).

Fig. 4 – Le cycle de la matière dans l’Univers

Des globules de matière se condensent sans cesse dans le milieu interstellaire pour donner naissance à des étoiles. Celles-ci rejettent en permanence du gaz dans le milieu interstellaire. Selon la masse restante, une étoile termine sa vie sous forme de naine blanche, d’étoile à neutrons ou de trou noir. Les étoiles les plus massives éjectent dans le milieu interstellaire les atomes fabriqués au cours de leur vie, enrichissant ce milieu d’atomes de plus en plus lourds. (d’après A. BREHIC)

J. Les nombres magiques

Nous avons vu que les éléments plus lourds étaient engendrés par capture d’un neutron et transformation de celui-ci en proton par radioactivité β, et que de cette manière l’on montait progressivement l’escalier nucléaire (fig. 3). Le passage d’un élément à un autre ne se fait pas de manière constante. Certains paliers sont larges et franchis lentement. D’autres sont étroits et pratiquement sautés. La raison est la grande stabilité que présentent certains noyaux.
En 1963, le physicien allemand Johannes Hans JENSEN et la physicienne américaine Maria GOEPPERT-MAYER ont obtenu le prix Nobel de physique pour leurs travaux sur la structure du noyau nucléaire . De leurs analyses, ils dégagent des propriétés de stabilité particulière de certains noyaux dits « magiques » lorsque le nombre de leurs protons et/ou neutrons prend des valeurs particulières. Ces nombres-clés sont : 2, 8, 20, 28, 50, 82, 126. Un noyau est stable si le nombre total de ces nucléons est magique : c’est le cas pour le néon 20 (²⁰₁₀Ne) et le silicium 28 (²⁸₁₄Si). C’est également le cas si le nombre Z de protons (numéro atomique) est magique : l’oxygène (Z = 8), le calcium (Z = 20), l’étain (Z = 50), le plomb (Z = 82) ; ou celui des neutrons. Ainsi, dans la gamme des noyaux possédant 50 neutrons, on trouve le strontium-88, l’yttrium-89, le zirconium-90. Tous ces éléments présentent de nombreux isotopes stables.
Le dernier palier est constitué par le plomb-208 et le bismuth-209. Le bismuth est l’élément le plus lourd dont au moins un isotope est encore stable (²⁰⁹83Bi), par contre le plomb-208 qui est doublement magique (Z = 82 ; N = 126) est le dernier noyau parfaitement stable.

K. Evolution des éléments très lourds

Passé cette barrière plomb-bismuth, l’énergie emmagasinée lors de la formation des gros noyaux sera restituée car les éléments formés auront des tailles telles que leur stabilité n’est plus possible. Ils se désintègreront lentement selon le processus de radioactivité α (éjection d’un ₂He) jusqu’à l’uranium-92. Sous sa forme 238, sa demi-vie est de 4 milliards d’années. Au-delà, la situation change car la stabilité diminue rapidement et les périodes se chiffre en jours, puis en heures et en minutes. Celle du curium-242 n’est que de 162 jours. Jusqu’ici, le processus se déroulé selon le mécanisme neutronique normal de transmutation β, palier par palier, c’est le processus s (s = slow). Le nombre de neutrons augmentant rapidement, le processus prend une autre allure. Le passage se fera par bonds. Ainsi, le niobium (₄₁Nb) qui est stable avec 52 neutrons en absorbera jusqu’à 82 (nombre magique). Au 83^e, il se transmutera en molybdène (₄₂Mo) puis en technétium (₄₃Te) et ainsi de suite. Nous somme passé à un processus r (r = rapide).
Avec le californium (₉₆Cf) un phénomène nouveau apparaît : cet élément est spontanément fissile. Ce sera le cas de la plupart des éléments transuraniens. Ils exploseront littéralement en créant des neutrons qui seront absorbés par des éléments lourds pour recréer du californium, et en libérant une énergie capable d’accélérer les processus neutroniques. Nous sommes en présence d’une rétroaction positive qui amènera l’étoile à se disloquer sous son rayonnement. Lorsque la température se chiffrera en milliards de degrés, la part la plus importante de l’énergie dissipée le sera sous forme de neutrinos et l’étoile répandra sa matière dans l’espace.

Ce survol bien trop rapide des processus de constitution des éléments chimiques nous permettra de mieux appréhender les phénomènes de la radioactivité naturelle de notre planète.

III. L’EVOLUTION NUCLEAIRE EN GRAPHIQUE (d’après H. REEVES)


Fig. 5 – L’évolution nucléaire initiale. Issus du big bang, les protons et les neutrons interagissent. Quelques minutes après sa naissance, l’univers est composé d’hydrogène, d’hélium et de lithium-7. Ce sont les plus vieux atomes du monde.

Fig. 6 – L’évolution nucléaire dans les étoiles de la « série principale ». Les étoiles de la « série principale » obtiennent leur énergie en fusionnant l’hydrogène en hélium. Les premières étoiles des galaxies, dépourvues d’atomes lourds, transformaient directement l’un dans l’autre. Les étoiles plus récentes réalisent cette fusion de manière plus efficace qui implique la transmutation en azote des atomes de carbone et d’oxygène formés par des générations d’étoiles antérieures. Cette nouvelle fusion utilise le carbone comme catalyseur, selon le cycle de Bethe.


Fig. 7 – L’évolution nucléaire dans les géantes rouges. L’hélium du noyau central est transformé en carbone-12 et en oxygène-16. Dans une couche entourant le noyau se pourssuit la fusion de l’hydrogène en hélium.


Fig. 8 – L’évolution nucléaire dans les phases stellaires plus tardives. La fusion du carbone et de l’oxygène en néon, sodium, magnésium, aluminium et silicium se fait au cœur d’une étoile, au cours des phases stellaires plus tardives. Dans les couches supérieures brûle l’hélium, puis, au-dessus encore, l’hydrogène.


Fig. 9 – L’évolution nucléaire dans les phases ultimes. Avant que l’étoile explose en supernova, le magnésium et le silicium entrent en combustion et engendrent les métaux : chrome, manganèse, fer, nickel, cobalt, cuivre, zinc, etc. Des neutrons produits par ces réactions se combinent avec ces métaux pour complèter la table des éléments chimiques.


Fig. 10 – Profil des transmutations nucléaires à l’intérieur d’une étoile massive et très évoluée. Les réactions qui requièrent les plus hautes températures (fusion du silicium et du magnésium) ont lieu au centre de l’étoile. A mesure que l’on s’éloigne du centre, la température décroît jusqu’à la surface, beaucoup trop froide pour le jeu de interactions nucléaires.

IV. HERITAGE COSMIQUE DE NOTRE PLANETE

Les planètes telluriques, lors de leur formation par accrétion dans le nuage protostellaire, ont absorbé la plupart des éléments dissipés par les supernova, depuis l’hydrogène jusqu’au plus lourds. On imagine la Terre primitive comme un magma en fusion se formant par un double processus : bombardement et accrétion de poussières et planétésimaux divers, et contraction gravitationnelle. Ces phénomènes ont porté notre future planète à une température de l’ordre de 1.000° C. La radioactivité naturelle des radionucléides incorporés lui a apporté un millier de degrés supplémentaire. Par différenciation, les éléments les plus lourds, comme le fer ou le zinc, se sont concentrés au centre, tandis que les plus légers ont formé le manteau en surface. Actuellement, deux sources d’énergie ont disparu : le bombardement, beaucoup plus épisodique, et la contraction. Seule la radioactivité naturelle assure une production continue de chaleur au sein de la planète. Cette chaleur est évacuée vers l’extérieur par rayonnement, conduction et convection. Le rayonnement est très efficace dans les étoiles, mais pratiquement nul dans une planète comme la Terre. La conduction est un phénomène efficace mais lent. Elle consiste en une agitation des atomes sous l’effet d’une élévation de température. Les vibrations ainsi générées sont transmises de proche en proche par un effet mécanique. Enfin, la convection est responsable des cellules de convection qui prennent naissance au sein du magma constituant le manteau inférieur. Ce dernier phénomène est le moteur de la tectonique de plaques.
A la fin du XIX^ème siècle, le physicien britannique Lord Kelvin (° 26/06/1824 – † 17/12.1907) avait calculé, sur la base du refroidissement de la terre et sur le gradient de température constatée en profondeur, que l’âge de la Terre se situait entre 24 et 400 millions d’années. A l’époque, on ignorait l’existence de la radioactivité naturelle. La découverte de cette propriété a permit de définir la naissance de notre planète à plus de 4,5 milliards d’années.

La chaleur géothermique est le résultat d’un dégagement de chaleur minime mais constant due à l’énergie libérée lors de la désintégration des radionucléides naturels : minime, car il n’est que de 0,0937 watt/tonne pour l’uranium-238, par exemple, et donc nettement insuffisant pour alimenter une ampoule électrique ; quasi constant, car ce dégagement n’a diminué que de moitié depuis la formation de la Terre.
De cette chaleur, seule une faible proportion s’échappe en raison des dimensions du globe terrestre. La radioactivité provenant des isotopes 235 et 238 de l’uranium, du thorium 232 et du potassium 40 est à l’origine de 80% de l’énergie émergeant de la surface du sol.

Au départ, la jeune Terre était le siège de transmutations car parmi ses constituants, elle renfermait des éléments très lourds dont les plus lourds existant à l’état naturel sont l’uranium et le thorium. Les radio-isotopes de ces produits se sont désintégrés depuis leur origine, mais persistent de nos jours étant donné leur très grande période radioactive : thorium-232, de l’ordre de 13,9 milliards d’années ; uranium-235 et uranium-238, de périodes respectivement égales à 710 millions et 4,5 milliards d’années.

Alors que l’abondance des deux isotopes de l’uranium était au départ similaire, l’uranium naturel est constitué de nos jours à 99,3 % d’uranium-238, contre 0,70 % d’uranium-235. Cette disparité permet de calculer l’âge d’une roche en établissant le rapport entre les deux isotopes.
Actuellement, ces éléments sont relativement rares dans le sous-sol et généralement disséminés dans les roches granitiques à raison de quelques grammes par tonne. Mais à l’échelle de la planète, les quantités sont énormes. On estime à 50 000 et 160 000 milliards de tonnes les quantités respectives d’uranium et de thorium dans la croûte et le manteau terrestre. Selon cette estimation, l’uranium seul dégagerait l’énergie électrique produite par 4.620 centrales nucléaires de 1 Gigawatt.

V. SOURCES

BRAHIC A. (1999) – Enfants du soleil – Histoire de nos origines, Editions Odile Jacob, Science
BRÖCKER B. (2001) – Atlas de la physique atomique et nucléaire, La Pochothèque, Le Livre de Poche, « Encyclopédies d’aujourd’hui ».
DUCROCQ A. (1976) – Les éléments au pouvoir, Editions Julliard.
DUCROCQ A. (1963) – Le roman de la matière, Editions Julliard.
REEVES H. (1981) – Patience dans l’azur – L’évolution cosmique, Editions du Seuil, Paris.
SILK J., BARROW J.D. (1985) – La main gauche de la création – Origine et évolution de l’univers en expansion, Londreys
TRINH XUAN THUAN (1991) – La mélodie secrète – Et l’homme créa l’univers, Editions Gallimard, Folio/Essais, N° 160.
http://www.laradioactivite.com/fr/site/pages/lepotassiumm40.htm
http://www.graal.univ-montp2.fr/spip.php?article12
http://www.periodieksysteem.com/elem_fr.cfm?IDE=Sm
http://www.periodictableonline.org/elem_fr.cfm?IDE=Lu
http://wwwens.uqac.ca/chimie/Physique_atom/Chap_htm/CHAP_16.html
http://fr.wikipedia.org/wiki/Fusion_nucl%C3%A9aire

Le tableau périodique des éléments

I.               Historique

 Nous connaissons tous le tableau de la classification périodique des éléments qui ornait nos classes de chimie et nous provoquait des sueurs froides à la veille des examens. Cette classification devenue universelle est l’œuvre du chimiste russe Dmitri Mendeleïev (° 08-02-1834, Tobolsk – …† 02-02-1907, Saint-Pétersbourg) qui le conçut en 1869. Ce n’est pas la première tentative de classification des éléments chimiques.

Dès la fin du XVIII^e siècle, Antoine Lavoisier (° 26-08-1743, Paris – …† 8-05-1794, guillotiné, Paris) répertorie 33 « substances simples » qu’il classe en 4 groupes :

●    les substances simples appartenant aux trois règnes (lumière, calorique, oxygène, azote, hydrogène) ;

●    les substances simples non métalliques (soufre, phosphore, carbone…) ;

●    les substances simples métalliques (argent, cuivre, fer…) ;

●    les substances simples salifiables[1] terreuses (chaux, baryte, alumine, silice)

En 1817 le chimiste allemand Johann Döbereiner remarque que plusieurs groupes de trois éléments (triades) présentent deux caractéristiques intéressantes : l’élément central a une réactivité chimique et une masse atomique intermédiaires. Par exemple, Ca, Sr et Ba forment une triade aux propriétés semblables dans laquelle la masse atomique de Sr (87,62) est intermédiaire entre celles des deux autres éléments (40,078 et 137,33). Vers 1850, une vingtaine de triades sont reconnues (tableau I).

Triade		Triade			Triade		Triade
Ca	40	Cl	35,5		S	32	Li	7
Ba	137	I	127		Te	127,5	K	39
Moyenne : 88,5		Moyenne : 81,2			Moyenne : 79,7		Moyenne : 23
Sr	87,6	Br		79,9	Se	79,2	Na	23

Tableau I – Exemples de triades selon Döbereiner

Il faut aussi citer le physicien anglais William Prout (° 15-01-1785 – …† 9-04-1850) qui déjà en 1815 proposait un autre principe général, à savoir que du fait que de nombreux éléments semblent être des multiples entiers de la masse de l’hydrogène, tous les éléments sont des composés de l’hydrogène, ce qui implique l’unité de la matière.

Le géologue et minéralogiste français Alexandre-Emile Béguyer de Chancourtois (° 20-01-1820 – …† 14-10-1886) élabore, dès 1862, une classification des éléments chimiques originale, basée sur les triades. Il conçoit un graphe en spirale tracé sur un cylindre en prenant soin que les éléments d’une même triade soient situés sur la même verticale : c’est le modèle de la « vis tellurique », centré sur le tellurium (fig. 1).

Fig. 1 – Vis tellurique de de Chancourtois

Le chimiste britannique John Alexander Reina Newlands (° 26-11-1837, Londres – …† 29-07-1898) publie, en 1853, un premier tableau périodique des éléments, ordonné en fonction de leur masse atomique relative. Il sera suivit, en 1864 par celui du chimiste allemand Lothar Meyer (° 19-08-1830, Varel – … 11-04-1895, Tubingen) qui ne comprend que 28 éléments et met en évidence uniquement leur valence.

Tableau II – Loi des octaves de Newlands

On peut citer aussi la périodicité du volume atomique décrit par le chimiste allemand Julius Lothar Meyer (° 1837 – …† 1895) en 1859. Dans ce système, les éléments semblables occupent des positions semblables sur une courbe en dents de scie.

L’idée maîtresse de Mendeleïev fut de répartir les éléments naturels par ordre croissant de leur masse atomique. Il remarqua que les propriétés chimiques de ceux-ci évoluent régulièrement d’un élément à l’autre pour subir une modification brusque à partir de laquelle une nouvelle série se met en place ayant à nouveau des propriétés analogues à celles de la série précédente.

Explication : considérons le tableau III dans lequel nous reprenons un certain nombre d’éléments classés par ordre croissant de leur masse atomique ainsi qu’une de leurs propriétés chimiques.

Masse atomique	Elément	Symbole	Propriétés
6,99,010,812,0 14,0 16,0 19,0 20,2 23,0 24,3 27,0 28,1 31,0 32,1 35,5 39,9	LithiumBérylliumBoreCarbone Azote Oxygène Fluor Néon Sodium Magnésium Aluminium Silicium Phosphore Soufre Chlore Argon	LiBeBC N O F Ne Na Mg Al Si P S Cl Ar	Métal très réactionnelMétal réactionnelSemi-métalSolide, non-métal Gaz diatomique, non-métal Gaz diatomique, modérément réactif, non-métal Gaz diatomique, fortement réactif Gaz monoatomique, très peu réactif Métal très réactif Métal réactif Métal Semi-métal Solide, non-métal Solide, non-métal Gaz diatomique, très réactionnel Gaz monoatomique, peu réactionnel

Tableau III – Propriétés chimiques de 16 éléments disposés par ordre croissant de leur masse atomique

 On y remarque une certaine périodicité dans l’évolution de leurs propriétés chimiques entre la série de 8 éléments allant du Li au Ne et celle, également de 8 éléments, du Na à l’Ar. Si l’on place ces éléments en rangées horizontales on établi des périodes :

1^ère rangée ou période :

Li         Be        B          C         N         O         P          Ne

2^ème rangée ou période:

Na        Mg       Al        Si         P          S          Cl        Ar

Mendeleïev classa les éléments connus à l’époque en 8 groupes, 12 rangées et 66 éléments, en laissant des cases vides pour d’éventuelles découvertes. Dans les conclusions de son rapport sur la « loi périodique », il écrit : « Il faut s’attendre à la découverte de plusieurs corps simples encore inconnus, ressemblant à Al et Si et ayant un poids atomique 65-75 ».

En 1913, la classification évolue, grâce aux études faites au moyen des rayons X par le physicien anglais Henry Moseley (° 23-11-1887 – …† 10-08-1915), permettant de déterminer le nombre de protons de chaque élément. Les chimistes se rendent compte que si l’on tient compte des propriétés chimiques des éléments, ceux-ci devraient être classés par leur numéro atomique plutôt que par leur masse.

Rappelons que le numéro atomique représente le nombre de protons que contient le noyau de l’élément.

La disposition que nous connaissons actuellement est due au chimiste américain Glenn T. Seaborg (° 1912, Ishpeming, Michigan – …† 1999, Lafayette, Californie). Contrairement à Mendeleïev, il propose, en 1945, une disposition en rangées horizontales (périodes) et colonnes verticales (familles).

II.            Description du tableau actuel

 Actuellement, les 117 éléments sont répartis en 7 rangées ou lignes par ordre de numéro atomique croissant et en 18 colonnes ou familles correspondant à des propriétés chimiques semblables

Chaque rangée constitue une période.

●    La période 1 comprend 2 éléments, H et He ;

●    les périodes 2 et 3 couvrent chacune 8 éléments ;

●    les périodes 4 et 5, 18 éléments. Dans ces deux périodes, 10 éléments occupent des colonnes intermédiaires marquées par un chiffre romain suivi d’un « b ». Ce sont des éléments de transition ;

●    les périodes 6 et 7 reprennent respectivement 32 et 27 éléments. On y distingue deux familles particulières : les Lanthanides, éléments qui suivent le lanthane dans la période 6 et les Actinides, éléments qui suivent l’actinium dans la période 7 (fig. 2).

Les familles sont réparties en familles « a » et familles « b ». Le tableau comporte 8 familles « a » ou « principales », numérotées de Ia à VIIIa :

●    la famille Ia : les alcalins (de l’arabe « alcali » = soude) ;

●    la famille IIa : les alcalino-terreux (dont les propriétés se situent entre les alcalins et les terreux) ;

●    la famille IIIa : les terreux (l’aluminium est l’un des éléments les plus abondants dans l’écorce terrestre)

●    la famille IVa : les carbonides (de la famille du carbone) ;

●    la famille Va : les azotides (de la famille de l’azote) ;

●    la famille VIa : les sulfurides (de la famille du soufre) ;

●    la famille VII : les halogènes (qui donnent des sels) ;

●    la famille VIIIa : les gaz inertes, éléments qui se distinguent pas leur absence presque totale de réactivité, d’où le nom de gaz nobles.

Le tableau comporte également 8 familles « b », situées entre IIa et IIIa, et numérotées de Ib à VIIIb. Ce sont des éléments de transition qui sont aussi groupés selon leurs similitudes de propriétés. Leur numéro rappelle qu’ils ont quelques propriétés analogues avec celles des familles « a ».

On peut également regrouper les éléments en diverses catégories :

●    Les métaux, à valence unique, à gauche du tableau (colonnes 1 et 2, à l’exception de l’hydrogène) regroupent les alcalins et les alcalino-terreux. Ce sont des éléments réactifs qui donnent lieu à des réactions chimiques analogues à celles des autres éléments de leur groupe. Les métaux alcalins comprennent : le lithium (₃Li),  le sodium (₁₁Na), le potassium (₁₉K), le rubidium (₃₇Rb), le césium (₅₅Cs) et le francium (₈₇Fr). Ils n’existent pas à l’état pur dans la nature, ils sont toujours associés à d’autres éléments.

Les métaux alcalino-terreux couvrent : le béryllium (₄Be), le magnésium (₁₂Mg), le calcium (₂₀Ca), le strontium (₃₈Sr), le baryum (₅₆Ba) et le radium (₈₈Ra). On les retrouvent dans plusieurs types de roches.

●    Les non-métaux, à droite du tableau à l’exception de l’hydrogène (1^er élément à gauche) qui ne sont ni des halogènes ni des gaz nobles. Ils comprennent les éléments suivants : l’hydrogène (₁H), le carbone (₆C), l’azote (₇N), l’oxygène (₈O), le phosphore (₁₅P), le soufre (₁₆S) et le sélénium (₃₄Se). A part le sélénium qui est un oligo-élément, ceux-ci constituent la majorité des atomes du monde vivant. Leurs propriétés physiques les distinguent nettement des métaux : se sont de mauvais conducteurs de l’électricité (conductivité électrique) et de la chaleur (conductivité thermique), sauf le C sous sa forme graphite ; ils sont malléables et ductiles. Dans des conditions extrêmes de pression et de température, ils deviennent métalliques. Ils forment généralement des liaisons ioniques avec les métaux.

●    Les métalloïdes ou semi-métaux occupant une zone triangulaire entre les deux catégories précédentes, à partir de la colonne13 jusqu’à la colonne 17. Les métalloïdes ont des propriétés physiques et chimiques intermédiaires entre celles des métaux et des non-métaux. Ce sont : le bore (₅B), le silicium (₁₄Si), le germanium (₃₂Ge), l’arsenic (₃₃As), l’antimoine (₅₁Sb), le tellure (₅₂Te) et le polonium (₈₄Po). Ce sont des solides plus ou moins brillants et cassants. Leurs conductibilités électrique et thermiques étant moindre que celle des métaux on leur attribue le nom de semi-conducteurs.

 

Métaux	Semi-métaux	Non-métaux
Très bonne conductibilité thermique et électriqueRésistance électrique pro-portionnelle à l’augmen-tation de températureMalléables, ductilesOxydes, halogénures et hydrures : non volatils Points de fusion : élevés	Conductibilité modéréeRésistance électrique in-versément proportionnelle à l’augmentation de tempé-ratureCassantsHalogénures et hydrures : volatils Points de fusion : bas	IsolantsRésistance indépendante de la températureNi malléables, ni ductilesOxydes, hydrures : volatils Points de fusion : bas

Tableau II – Comparaison entre les propriétés physiques des métaux, des semi-métaux et des non-métaux

●    Les métaux pauvres, éléments chimiques métalliques, adjacents aux métalloïdes. Ils comprennent : l’aluminium (₁₃Al, le gallium (₃₁Ga), l’indium (₄₉In), l’étain (₅₀Sn), le thallium (₈₁Tl), le plomb (₈₂Pb), le bismuth (₈₃Bi) et l’ununquadium (₁₁₄Uuq). Les éléments suivants sont classés provisoirement dans cette catégorie : ununbium (112Uub), ununpentium, ununhexium.

●    Les métaux de transition comprenant les 38 éléments chimiques de numéro atomique 21 à 30, 39 à 48, 72 à 80, 104 à 112 et 114. Ils se répartissent comme suit :

Groupe		Période 4	Période 5	Période 6	Période 7
3 (III B)		21Sc	39Y	*	**
4 (IV B)		22Ti	40Zr	72Hf	104Rf
5 (V B)		23V	41Nb	73Ta	105Db
6 (VI B)		24Cr	42Mo	74W	106Sg
7 (VII B)		25Mn	43Tc	75Re	107Bh
8 (VIII B)		26Fe	44Ru	76Os	108Hs
9 (VIII B)		27Co	45Rh	77Ir	109Mt
10 (VIII B)		28Ni	46Pd	78Pt	110Ds
11 (I B)		29Cu	47Ag	79Au	111Rg
12 (II B)		30Zn	48Cd	80Hg	112Uub

●    Les lanthanides comprennent les métaux de transition situés entre le lanthane de numéro atomique 57 (₅₇La)et le lutétium de numéro atomique 71 (₇₁Lu). On leur attribue également le nom de terres rares. Le lanthane qui a donné son nom à la série trouve sa place dans la 3^ème colonne du tableau.

 

●    Les actinides se situent entre l’actinium de numéro atomique 89 (₈₉Ac) qui a donné son nom à la série, et le lawrencium de numéro atomique 103 (₁₀₃Lr). Ces éléments sont tous radioactifs. Nous y retrouvons l’uranium et le thorium, ainsi que plusieurs éléments artificiels (les transuraniens). Ces derniers sont obtenus par captures de neutrons lors de bombardement de cibles bien choisies et non suivies de fissions.

Les lanthanides et les actinides constituent se que l’on nomme les métaux de transition internes. Les éléments de chacune d’elles présentent des propriétés chimiques remarquablement similaires

III.          RAPPEL DU MODELE DE L’ATOME DE BOHR

Avant de poursuivre, revenons au modèle d’atome élaboré par Niels Bohr[2]. L’atome est constitué d’un noyau de charge positive entouré d’un nuage d’électrons, particules de charge négative réparties sur des orbites bien déterminées. L’atome étant électriquement neutre, il en résulte que le nombre d’électrons gravitant autour du noyau doit correspondre au nombre de charges positives du noyau.

Fig. 3 – Petit résumé de la constitution d’un atome

Nous avons vu que les électrons gravitent autour du noyau sur différentes couches auxquelles on a attribué un niveau d’énergie n (fig. 2). Le nombre maximum d’électrons que l’on peut trouver sur une couche répond à la formule de Pauli, 2n².

Ainsi :

●    la première couche (couche K) d’un niveau d’énergie n = 1, peut recevoir 2 x 1² = 2 électrons ;

●    la couche suivante (couche L) dont n =2, en aura 2 x 2² = 8,

●    la couche 3 (coucheM), n = 3, 2 x 3² = 18,

●    a 4^ème (couche N), n = 4, 2 x 4² = 32,

●    la 5^ème (couche O), n = 5, 2 x 5² = 50,

●    la 6^ème (couche P), n = 6, 2 x 6² = 72

●    et la dernière couche (couche Q), n = 7, 2 x 7² = 98.

Le nombre de couches d’un atome dépend de son nombre d’électrons. Le remplissage des couches se fait de la plus proche du noyau vers la plus éloignée. Une couche est saturée lorsqu’elle contient son nombre maximum d’électrons.

Fig. 4 –Les différentes couches électronique et leur niveau d’énergie n

Grâce à ce modèle, on peut déterminer la répartition des électrons dans les atomes des périodes 1 à 3 (tableau III).

Elément	Nombre d’électrons sur la couche K (n = 1)	Nombre d’électrons sur la couche L (n = 2)	Nombre d’électrons sur la couche M (n = 3)	Ecriture condensée
H	1			K1
He	2			K2
Li	2	1		K2 L1
Be	2	2		K2 L2
B	2	3		K2L3
C	2	4		K2 L4

Tableau III – Répartition des électrons des atomes des périodes 1 à 3

 A partir de la période 4, le remplissage d’une couche électronique commence alors que le remplissage de la couche précédente n’est pas terminé, à l’exception des familles « b » qui suivent la règle des 3 premières périodes.

On voit donc que le modèle atomique de Bohr confirme le classement périodique des éléments. Les éléments d’une même colonne ont, en général, le même nombre d’électrons externes et forment une famille aux propriétés chimiques semblables.

En réalité, la couronne électronique est bien plus complexe. Chaque couche se subdivise en sous-couches. En fait, chaque électron est défini par les valeurs de ses quatre nombres quantiques :

●    le nombre quantique principal n que nous connaissons déjà ;

●    le nombre quantique orbital l, dont les valeurs sont 0 ou 1 ;

●    le nombre quantique magnétique m qui peut avoir (2l + 1) valeurs ;

●    le nombre quantique de spin s qui prend les valeurs ±1/2.

Selon le principe d’exclusion de Pauli, les électrons du nuage électronique ne peuvent avoir leurs quatre nombres quantiques identiques. Nous venons de voir que les électrons ayant le même niveau d’énergie n se trouve sur une même orbite. Chaque couche se subdivise en sous-couches dépendant des valeurs de l possibles. Ainsi :

Couche K : n = 1

l = 0, sous-couche s, m = 0 : 2 places

couche L : n = 2

l = 0, sous-couche s, m = 0 : 2 places

l = 1, sous-couche p, m = 0, ± 1 : 6 places

couche M : n = 3

l = 0, sous-couche s, m = 0 : 2 places

l = 1, sous-couche p, m = 0, ± 1 : 6 places

l = 2, sous-couche d, m = 0, ± 1, ± 2 : 10 places

et ainsi de suite.

IV.           Notion de valence

Les atomes s’unissent entre eux pour former des molécules. Ces associations répondent à la loi de Proust qui démontre qu’elles se font toujours dans les mêmes proportions pour former une molécule donnée. C’est pourquoi, par exemple, l’association de H et de O répond à la combinaison H₂O. Donc, ces assemblages ont une constitution bien déterminée qui dépend d’une caractéristique des atomes qui les composent : la valence.

Pour comprendre cette propriété qui règle les associations des atomes entre eux, prenons l’hydrogène (H) comme atome étalon. Quelles sont les associations possibles de H avec les éléments de la période 2 du tableau ?

On trouve les associations suivantes : LiH, BeH₃, BH₃, CH₄, NH₃, H₂O, HF. Par contre Ne et H ne s’entendent pas.

La capacité de liaison varie d’une molécule à l’autre. Ainsi :

●    Li lie 1 atome de H, il a une valence I;

●    Be en lie 2, sa valence est II ;

●    B accepte 3 H, il a la valence III ;

●    C s’unit à 4 H, sa valence est donc IV ;

●    O se contente de 2 H, donc une valence II;

●    F n’en lie qu’un, sa valence est I ;

●    Ne ne peut se lier à H, dans ce cas la valence est 0.

C’est cette capacité de liaison que l’on appelle « valence » (elle s’écrit en chiffre romain).

En d’autre terme, la valence chimique est déterminée par le nombre d’électrons qu’un atome peut perdre (valence positive) ou gagner (valence négative) pour que sa couche électronique externe soit complète : l’hydrogène et les métaux alcalins ont une valence positive, les halogènes une valence négative.

Si l’on reprend le tableau périodique des éléments on constate que les éléments des familles Ia et VIIa ont une valence I ; ceux des familles IIa et VIa ont une valence II ; ceux de la famille IIIa, une valence III ; la famille IVa, une valence IV et la famille VIIIa, une valence 0.

Les groupements d’atomes ont également une valence. L’analyse chimique montre que les associations H(NO₃), H₂(CO₃), H₃(PO₄), … existent. Donc on en conclut :

●    dans H(NO₃), le groupement (NO₃) a la valence I puisqu’il a la capacité de s’unir à 1 atome H ;

●    dans H₂(CO₃), le groupement (CO₃) a une valence II car il à la capacité de lier 2 atomes H ;

●    dans H₃(PO₄), le groupement (PO₄) a la valence III puisqu’il capture 3 atomes H.

Valence I	Valence II	Valence III
Hydroxyde (OH)Nitrate (NO3)	Carbonate (CO3)Sulfate (SO4)	Phosphate (PO4)

Tableau IV – Principaux groupements

V.             AUTRES PRESENTATIONS DU TABLEAU PERIODIQUE

Contrairement à l’opinion générale, le tableau périodique des éléments n’est pas figé, mais fait l’objet de nombreux débats au sein de la communauté des chimistes, quant à sa meilleure représentation. En effet, il présente certains inconvénients.

L’hydrogène (H) pose problème. Il est placé généralement en tête de la colonne 1 avec les métaux, parfois en tête de la colonne 7, avec les halogènes. Pourtant, il n’est ni l’un ni l’autre et ses propriétés diffèrent sensiblement de celles des autres membres de ces groupes.

Il forme des composés dont les formules sont similaires à celles des composés issus des métaux du groupe Ia :

HCl      chlorute d’hydrogène                 H₂S      sulfure d’hydrogène

NaCl    chlorure de sodium                   Na₂S    sulfure de sodium

D’un autre point de vue, l’hydrogène donne naissance à des molécules diatomiques analogues à celles des composés halogénés :

NaH     hydrure de sodium                    NH₃      ammoniac

NaCl    chlorure de sodium                   NCl₃     trichlorure d’azote

Il en est de même avec le carbone (C) en tête du groupe IVa dont la chimie diffère du tout au tout de celle des autres éléments de la même famille au point d’avoir créé un domaine qui lui est propre : la chimie organique.

Certains chimistes veulent placer l’hélium (He) en tête du groupe 2, celui des alcalino-terreux, car il présente deux électrons sur sa couche externe, tout comme les éléments de cette famille.

Nous avons vu que la théorie quantique qui prédit que dans un atome les différentes couches successives peuvent contenir un maximum de 2, 8, 18 ou 32 électrons est en parfait accord avec la disposition des périodes du tableau périodique. Toutefois, elle n’explique pas la répétition des longueurs de période à part la première. Ce n’est qu’en 2001 qu’un physicien russe, Valentin Ostrovski, propose une théorie expliquant cet aspect des choses.

Sur la base de ces controverses, certains scientifiques ont proposé d’autres types de présentation, comme celle en trois dimensions de Fernando Dufour. Son système conçu en 1990 et nommé « Elemen Tree » (arbre périodique) souligne les similitudes chimiques qui se retrouvent dans les différents groupes, en se basant sur tous les électrons du nuage électronique des éléments et non pas sur les seuls électrons de valence.

Pierre Demers, professeur honoraire de l’Université de Montréal, propose quant à lui, un système qu’il appelle celui du Québécium (Qb), le 118^ème  élément hypothétique terminant le tableau. A partir de ce gaz rare radioactif, par diminution progressive des électrons, il obtient en définitive l’hydrogène.

Depuis la première présentation du tableau de Mendeleïev, en 1869, plus de 700 représentations graphique du tableau périodique des éléments ont été proposées.

VI.  BIBLIOGRAPHIE

 ●    Brocker B. (2001) – Atlas de la physique atomique et nucléaire, Librairie Générale Française, La Pochothèque, Le Livre de poche.

●    Coppens R. (1957) – La radioactivité des roches, Presses Universitaires de France, « Que sais-je ? » – N°741.

 ●    McQuarrie, Rock ( ) – Chimie générale, édition revue, De Boeck

●    Pirson P., Bordet H., Castin D., Van Elsuwe R. ( ) – Chimie 3^e/4^e, De Boeck.

 ●    Scerri Eric – Le tableau périodique des éléments, d’hier à demain, in Pour la Science – N° 369, juillet 2008.

●     http://fr.wikipedia.org/wiki/Tableau_p%C3%A9riodique_des_%C3%A9l%C3%A9ments

●     http://fr.wikipedia.org/wiki/Alexandre%C3%89mile_B%C3%A9guyer_de _Chancourtois

●    http://fr.wikipedia.org/wiki/John_Alexander_Reina_Newlands

●    http://courschimie.chez.com/valence.htm

---

[1] Salifiable : terme chimique signifiant susceptible de se transformer en sel.

[2] Six R. – La quantification de l’atome, in Le Bulletin du G.E.S.T – N° 120, juillet 2003.

La radioactivité et la géologie

I. HISTORIQUE

Nous abordons un nouveau chapitre de notre dossier nucléaire en nous attaquant aux phénomènes radioactifs en géologie. Cette science que l’on désigne du nom de radiogéologie cherche à découvrir l’influence de la radioactivité naturelle sur les phénomènes géologiques. Elle est donc liée à la physique, la chimie et la géologie. Le premier qui en parle est VERNADSKY, en 1933 à Paris, avec la parution de son ouvrage « Les problèmes de la radiogéologie ».

Vladimir Ivanovitch VERNADSKI (* 12-03-1863 – † 6-01-1945), minéralogiste et chimiste russe, est le cofondateur de la géochimie avec Victor GOLDSCHMIDT (* 27-01-1888, Zurich – † 20-03-1947, Oslo).
VERNADSKI a étudié les effets des radiations solaires et cosmiques sur les organismes vivants. En 1924, il précise la notion de biosphère dans une optique biogéographique et écologique. Il est le premier à envisager l’impact de la déforestation sur le climat, mais l’époque ne se prête pas à ce genre d’inquiétude, la nature étant dotée de capacités régénératrices inépuisables. Son modèle pour la planète se compose de différentes « couches » en interaction :

•  la lithosphère, noyau de roche et d’eau ;
•  l’atmosphère, enveloppe gazeuse constituant l’air ;
•  la biosphère, constituée par la vie ;
•  la technosphère résultant des activités humaines ;
•  la noosphère ou sphère de la pensée.

On sent que sa conception du monde est déterministe. Elle a été reprise par le paléontologue et philosophe chrétien français TEILHARD de CHARDIN dont l’aboutissement de la pensée est justement la noosphère qui conduit à un point Omega. La notion de biosphère anticipe également celle de Gaia développée par James LOVELOCK.

Victor Moritz GOLDSCHMIDT appartient à une longue lignée de scientifiques et philosophes. Ses parents, Henrich J. GOLDSCHMIDT et Amelie KOEHNE le prénomment en hommage à l’un des collègues de Heinrich, Victor MEYER, également issu d’une famille de fortes personnalités intellectuelles. La famille s’installe en Norvège en 1901, après que Henrich eut accepté un poste de professeur de chimie à Kristiania (Oslo).
Victor se lance dans les études universitaires et son ascension scientifique est fulgurante. Il devient chercheur, sans même passer les examens, à l’âge de 21 ans, en 1909.

Ses premières contributions se font dans les domaines de la géologie et de la minéralogie avec deux travaux qui constituent sa thèse de doctorat, décrochée deux ans plus tard : Die Kontaktmetamorphose im Kristianiagebiet et Geologisch-petrographische Studien im Hochgebirge des südlichen Norwegens. En 1912, il se voit décerner la plus haute distinction scientifique norvégienne, le prix Fridtjof Nansen, pour son travail Die Kontaktmetamorphose im Kristiania gebiet. La même année, il devient Docent (professeur associé) de minéralogie et pétrographie à l’université d’Oslo, appelée Det Kongelige Frederiks Universitet. En 1914, il fait une demande de poste à Stockholm, mais avant que celle-ci soit approuvée par le roi, Kristiania lui propose une chaire chez elle, procédure fort rapide et inhabituelle pour la nomination d’un nouveau professeur. En 1929, il part pour Göttingen mais revient à Oslo en 1935.

La géochimie actuelle peut être rattachée à une série de publications de GOLDSCHMIDT, regroupées sous le titre « Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente ». Cette nouvelle discipline décrit la distribution des éléments chimiques dans la nature, ce qui permet de dynamiser la minéralogie, l’ensemble de la chimie théorique et la cristallographie. Les travaux de GOLDSCHMIDT sur l’atome et les radiations nucléaires ont contribué à stimuler cette dernière discipline, avec l’émergence des notions de liaison covalente, ionique, de forces de Van der Waals. Il s’est également montré intéressé par les applications techniques de ses travaux, ainsi lui doit-on l’usage de l’olivine dans l’industrie. Il a dirigé durant plusieurs années le Statens Rästoffkomoté. Il est également l’auteur de la « classification Goldsmidt des éléments ».

Durant l’occupation allemande lors de la Seconde Guerre Mondiale, il est arrêté à cause de ses origines juives. Il est libéré grâce à la pression de ses collègues et de la résistance norvégienne avant sa déportation en Allemagne. Il fuit vers la Suède puis l’Angleterre où il rejoint une partie de la famille de sa femme. Après la guerre, il revient à Oslo et y meurt à l’âge de 59 ans.

                                          
Fig. 1 – Vladimir Ivanovitch VERNADSKI                          Fig. 2 – Victor Moritz GOLDSCHMIDT, jeune

II. LA RADIOACTIVITE NATURELLE

Rappelons que la radioactivité est un phénomène naturel lié à la substance même de la matière dont l’univers est formé. Ainsi, pour faire simple, l’énergie du Soleil est le résultat de la fusion de deux noyaux d’hydrogène qui fait intervenir l’activité β. Sans cette réaction essentielle, l’univers ne contiendrait que de l’hydrogène et les grandes usines que sont les étoiles ne pourraient synthétiser les éléments plus lourds qui constituent notre univers.

Sans la radioactivité, notre planète serait un astre depuis longtemps refroidit. C’est grâce à sa chaleur, entretenue par la désintégration des éléments radioactifs à longue durée de vie, que notre Terre a pu présenter les conditions favorables à l’apparition de la Vie. C’est dans un bain constant de radioactivité que celle-ci s’est développée, s’y est adaptée et a pu évoluée. Il est donc vain de vouloir s’en soustraire à tout prix.

A. Origines des sources de rayonnements

Les origines de la radioactivité naturelle sont :

• d’une part la présence d’éléments radioactifs dans la croûte et le manteau terrestre (rayonnement tellurique – 0,45 à 0,54 mSv),
• d’autre part les rayons cosmiques qui groupent toutes les particules de haute énergie émises par le soleil et le reste de l’univers (rayonnement cosmique – 0,30 à 0,36 mSv). Heureusement, l’atmosphère et le champ magnétique terrestre servent de bouclier et en réduisent l’importance.

Le bombardement des atomes de l’atmosphère génère aussi des éléments radioactifs dont les plus connus sont le carbone-14 et le tritium.

Les éléments radioactifs naturels que l’on trouve dans les diverses roches, le sont à l’état diffus, sous forme de trace, à l’exception des concentrations minérales qui en permettent l’exploitation rentable. Toutefois, leur présence, grâce aux instruments modernes, est facilement décelable. Pratiquement, toutes les roches contiennent des éléments radioactifs. Ce sont pour la majeure partie, le thorium 232 (1,6.10¹⁴ tonnes), l’uranium 238 (5.10¹³ tonnes), le potassium 40 qui constitue environ un dix millième du potassium naturel, et dans une moindre mesure l’uranium 235 ( 3,5.10¹¹ tonnes). Ainsi, les granites ont une teneur moyenne en uranium de 3 parties par million (3 ppm) et en thorium de 3 fois plus. Les roches sédimentaires sont en générale moins riches mais non négligeables.

B. Doses émises par la radioactivité naturelle

Notion de dose
Les rayonnements émis par les éléments radioactifs sont porteurs d’énergie qui est transmise par ionisation à la matière qu’ils traversent qui peut être un tissu du corps humain. Cette énergie est traduite en dose d’exposition qui tient compte de l’effet biologique des radiations : c’est la dose efficace, évaluée pour l’organisme entier. En terme de définition, la dose est la quantité d’énergie transmise par unité de masse de matière.

Unités de mesure
L’énergie est exprimée en joule (J), tandis que la dose se mesure en gray (Gy) qui équivaut à 1 J/Kg de matière. Du point de vue énergétique, il s’agit d’un dépôt minime. Il faudrait 4.000 Gy pour élever la température de l’eau de 1°C. Mais il ne s’agit pas d’une énergie distribuée dans tout un volume comme la chaleur ordinaire. Elle est au contraire très localisée et concentrée le long du trajet de particules ionisantes.

Dose équivalente
Lorsque l’on a affaire à des tissus vivants, l’effet biologique n’est pas seulement fonction de la quantité d’énergie reçue mais également du type de rayonnement. Un rayonnement α (noyau d’He) cause plus de dégâts qu’un rayonnement β (électron) ou γ (photon). Pour cette raison, les scientifiques ont introduit, en radioprotection et en médecine nucléaire, la notion d’équivalent de dose, qui est un perfectionnement de la dose absorbée.

La première unité de dose absorbée est définie en 1920 : c’est le rad. Il est remplacé aujourd’hui par le gray, le Gy valant 100 rads. Les radiologues expriment la dose délivrée par leurs appareils en Gy ou mGy.

Cette notion de dose absorbée s’est montrée insuffisante en radioprotection. En 1950, on s’aperçut, à l’occasion d’irradiation mélangeant divers rayonnements qu’un Gy de neutrons était plus cancérigène qu’un Gy de photons. Ceci amena à introduire la notion de dose équivalente.
La dose absorbée moyenne est multipliée par un facteur de pondération qui tient compte du type de rayonnement (photons, électrons, neutrons, alpha). L’unité de dose équivalente contemporaine du rad, le « rem », est devenue le sievert qui vaut 100 rems, soit 1 J/Kg.

Irradiation reçue par l’organisme humain
Les éléments radioactifs naturels et leurs descendants interviennent pour environ un sixième, soit 0,5 mSv/an, à l’irradiation naturelle de notre organisme.
Le radon 222, seul descendant radioactif gazeux de l’U²³⁸, intervient pour moitié dans la dose de radioactivité naturelle, soit 1,5 mSv/an. Elle varie fortement d’une région ou d’un endroit à l’autre. C’est pourquoi, il est essentiel d’aérer caves, appartements et mines se trouvant dans des zones susceptibles de produire ce gaz.

De plus, nous ingérons ces éléments par voie alimentaire, et la dose ainsi absorbée compte pour 0,5 mSv/an. Les buveurs réguliers d’eau minérale verront ce chiffre augmenter. Je me rappelle que dans le temps, la dose radioactive d’une eau minérale était indiquée sur l’étiquette au même titre que les teneurs des différents minéraux qu’elle contenait. Autre temps, autre préoccupation. D’autre part, les rayons cosmiques nous transpercent à raison de 1/cm²/sec. La dose qui en découle s’élève à 0,3 mSv/an au niveau de la mer. Elle s’élève avec l’altitude et ceux qui connaissent la dose la plus forte sont les astronautes qui gravitent autour de la planète et les voyageurs aériens intercontinentaux. Un voyage en avion, à une altitude de 10.000 m occasionne un débit de dose (dose par heure) de 1,65 µSv/h. Enfin, chacun de nous est légèrement radioactif à cause du K⁴⁰ et du C¹⁴ stockés dans notre organisme (0,25 à 0,30 mSv).

L’ensemble de ces contributions varie selon les lieux de 1,5 à 3 mSv/an et atteint des valeurs nettement supérieures dans les régions granitiques ou naturellement riches en uranium.
En conclusion, nous recevons chaque année une dose équivalente de 3 mSv de radioactivité naturelle, à laquelle il faut ajouter environ 1,5 mSv d’origine médicale (radiographie, injections d’isotopes) et 0,06 mSv liée aux activités humaines.

Fig. 3 – Expositions naturelles et artificielles

Evaluation en France des sources d’exposition aux rayonnements. Selon cette estimation, la dose totale s’élève à 3,5 mSv, la dose naturelle à 2 mSv et la dose artificielle à 1,5 mSv. La dose naturelle, dont la composante principale est due au radon, correspond à environ 60 % du total. L’exposition artificielle a pour origine principale les examens et traitements médicaux. L’industrie, la recherche et le nucléaire n’y contribuent que pour 1 %. Ces répartitions sont des moyennes. ( IN2P3)

Dans nos pays, on estime la dose totale annuelle d’exposition par personne à 3,5 mSv en ce début de  XXI^e siècle. Elle était de 2,4 mSv il y a 100 ans. L’augmentation est due principalement au développement des examens médicaux, l’exposition naturelle n’ayant pas changé.

C. Répartition du rayonnement naturel sur le territoire national (fig. 4)

En Belgique, le rayonnement tellurique est relativement faible et se répartit approximativement comme suit :

• régions sablonneuses, de l’ordre de 0,30 mSv ;
• régions à sol argileux ou marneux, de 0,45 mSv en moyenne ;
• régions à sol schisteux (Ardenne), aux alentours de 0,60 mSv.

Il existe dans nos Ardennes des zones qui présentent des anomalies radiogéniques avec une diversité gîtologique importante reflétant une métallogénie complexe, comme celles de Daverdisse, de Porcheresse, de la région de Chiny ou de Oizy. On y trouve des niveaux radioactifs relativement élevés en relation avec la tectonique locale.


Fig. 4 – Rayonnement au niveau de la Belgique. Etant donné qu’en Belgique les dénivellations sont peu importantes, les doses dues au rayonnement cosmique sont assez uniformes. La dose moyenne est d’environ 0,30 mSv/an. Le rayonnement tellurique provient des radionuclides dans la croûte terrestre et varie selon l’endroit. (dessin V. LENAERTS)

III. RAPPELS DE QUELQUES NOTIONS DE RADIOACTIVITE

A. Lois de désintégration radioactive

La radioactivité est une manifestation de l’instabilité de certains noyaux atomiques. Contrairement aux propriétés chimiques, c’est une propriété spécifique d’un isotope donné et non d’un élément chimique.
On définit un radioélément par sa probabilité et son type de désintégration.

Loi de désintégration :
Sur N atomes, la fraction dN qui se désintègre dans un temps donné dt est une constante, caractéristique de la transformation radioactive envisagée. Cette constante radioactive se note λ :

dN = λ N.dt

λ exprime la probabilité de désintégration d’un atome par unité de temps. La solution de l’équation différentielle précédente est une exponentielle à coefficient négatif :

N = N₀ e^–λt

N : nombre d’atomes restant au temps t
N0 : nombre initial d’atomes
λ : constante radioactive spécifique de chaque noyau atomique

Demi-vie :
La période ou demi-vie T est le temps nécessaire pour qu’un nombre donné d’atomes soit réduit de moitié :

N₀/2 = N₀ e^–λt

D’où l’on tire :

T = 0,693/λ

Fig. 5 – Décroissance d’un corps radioactif. S’il y a à l’origine, N atomes, il n’en n’existe plus que la ½ , au bout d’un temps T, ¼ au bout de 2T, etc.

Après 10 périodes, il ne reste plus qu’un millième environ de la quantité initiale d’atomes. Les périodes sont très variables d’un atome à l’autre, de 1011 ans à 3.10-7 sec. environ. Dans la nature la majorité des éléments radioactifs ont une période relativement longue.
Si nous reprenons le tableau de l’article cité en bas de page on a :

Elément                                                                                Période

Uranium 235                                                                      7,13.10⁸ ans
Uranium 238                                                                     4,49.10⁹
Radium 226                                                                        1.622 ans
Polonium 210                                                                    138 jours
Thorium 232                                                                      1,4.10¹⁰ ans
Thorium X                                                                           3,6 jours

Toutefois on trouve quelques éléments à demi-vie plus courte. Ce sont les descendants des atomes à longue durée.

Familles radioactives :
Une famille radioactive est une suite de corps radioactifs dont chacun est le produit de désintégration du précédent.
Je renvoie le lecteur à mon article cité en note infra-paginale. Rappelons toutefois que trois familles naturelles ont été décrites :

• la famille radioactive de l’uranium, avec comme tête de file l’U²³⁸, et comme élément final stable le Pb²⁰⁶ ;
• la famille radioactive du thorium, avec comme tête de file le Th²³², et comme élément final le Pb²¹⁰ ;
• la famille radioactive de l’actinium, avec comme tête de file l’U²³⁵, et élément final, le Pb²⁰⁷.

Equilibre radioactif :
Lorsqu’une espèce radioactive de période T se désintègre, elle se transforme en une autre espèce qui peut être également radioactive avec une période T’, et ainsi de suite jusqu’à l’établissement d’un élément stable. Si la période de l’élément initial est beaucoup plus longue que celles de ses descendants, il s’établit après un certain temps un état d’équilibre stationnaire. Dans cet état, chaque atome qui se désintègre est remplacé par son produit de désintégration et ceci en cascade dans une famille radioactive. Tous les membres de la famille semblent se désintégrer à la même vitesse que l’atome initial. Si la période de ce parent est longue à l’équilibre, les quantités de chacun des descendants restent pratiquement constantes. Le nombre d’atomes de chacun est entre ces atomes comme leurs périodes. Seuls, le premier membre de la famille diminue, tandis que le dernier augmente.
Cette notion d’équilibre a une importance majeure dans les applications géologiques comme nus le verrons plus tard.

En d’autres termes, les noyaux  d’U²³⁵ ou U²³⁸ et du Th²³² se désintègrent et se transforment par « filiation » en une cascade d’éléments radioactifs. Ces descendants se retrouvent en équilibre radioactif, c’est-à-dire que pour chacun d’eux, il s’en forme autant qu’il s’en désintègre. C’est ainsi que Pierre et Marie CURIE ont pu identifier le radium et le polonium. Le radon est l’un de ces descendants qui a une part importante dans la radioactivité naturelle. Au bout de plusieurs milliards d’années, l’uranium et le thorium se sont transformés, en fin de chaîne, en noyaux stables de plomb

B. Types de désintégration nucléaire

L’activité d’une source radioactive
Les radionuclides se caractérisent par leur activité propre. Celle-ci représente le nombre de désintégrations par seconde ou le nombre de rayons émis. On parle d’activité alpha (α), bêta (β) ou gamma (γ). L’activité ne tient pas compte de l’énergie des rayonnements, ni de l’effet de ceux-ci sur la matière qu’ils traversent. Elle a été longtemps exprimée en curie (Ci), unité déterminée par rapport à l’émission du radium considéré comme étalon. Un curie correspond à l’activité d’un gramme de radium, soit 37 milliards de désintégration par seconde. On utilisait plus commodément le mCi ou le µCi.
Ensuite, on a adopté le becquerel (Bq), unité plus commode mais trop petite, qui correspond à une désintégration par seconde. Les activités exprimées en becquerel prennent des valeurs rapidement fort importantes. Ainsi, le corps humain émet naturellement 8.000 Bq.

Fig. 6 – Le becquerel : une unité très petite ….

Le becquerel à l’échelle de l’atome est si petite et si inadaptée pour décrire l’activité de substances radioactives que l’on a recours généralement à des multiples : kilo, méga (million), giga (milliard), terabecquerel (mille milliards), etc. La figure montre à quel point la gamme des activités, allant de celle du litre d’eau à celle du combustible usé d’un réacteur, est étendue. Des unités historiques comme le curie ou le millicurie ont été inclues dans cette gamme. ( IN2P3)

Unité d’énergie :
L’unité d’énergie habituellement utilisée en physique nucléaire est l’électronvolt (eV). Elle est la conséquence de deux facteurs qui sont d’une part, la relation d’Einstein (E = mc²) établissant une proportionnalité entre masse et énergie, et d’autre part, le rôle fondamentale de la charge électrique élémentaire, véritable unité naturelle, qui est celle de l’électron ou du proton.
Un électronvolt est l’énergie nécessaire pour faire parcourir à un électron la différence de potentiel de 1 volt :

1 eV = 1,602.10^-12 erg = 1,602.10^-19joule = 3,828.10-20 calorie

On utilise couramment des multiples de l’électronvolt :

●   le kilo-électronvolt (keV)          = 1.10³ eV

●   le méga-électronvolt (MeV)       = 1.10⁶ eV

●   le gigaélectron-volt (GeV)         = 1.10⁹ eV
Types de radioactivité :
Le noyau d’un élément radioactif peut se transformer spontanément selon certains processus dont les principaux sont :

1. Radioactivité α
Constitution :
Les particules α émissent par un noyau instable sont constituées de deux protons et de deux neutrons. Elles correspondent au noyau d’Hélium (hélion) et ont donc une charge (Z) égale à 2 charges élémentaires positives ; leur nombre de masse (A) est 4.

Considérons un noyau d’uranium  ²³⁸₉₂U qui comprend 92 protons et 238-92 = 146 neutrons. L’émission d’une particule α le transforme en un noyau de thorium comportant 92-2 = 90 protons et 146-2 = 144 neutrons. Le nombre total de nucléons passe de 238 à 238 – 4 = 234.
D’où la formule :

²³⁸₉₂U → ²³⁴₉₀Th + ⁴₂He

Dans cette équation, on peut remarquer qu’il y a conservation de la charge (92) et du nombre de nucléons (238).

Fig. 7 – Rayonnement alpha

Si l’on soumet ce rayonnement à l’action d’un champ magnétique et d’un champ électrique, il est dévié dans un sens étant donné la charge positive des hélions qui le composent.

Spectre d’énergie :
La vitesse d’éjection des α est très variable et dépend de l’émetteur. Elle est comprise entre 14.000 et 25.000 Km/s. Leur énergie varie entre 2 MeV (samarium) et 8,8 MeV (thorium C’)
On constate que les émetteurs dont la demi-vie est la plus courte émettent des particules plus énergétiques que les éléments à longue durée de vie.
A titre d’exemple :

Elément                                                        Demi-vie                                            Energie
U²³⁸                                              4 ½ milliards d’années                                  4,18 MeV
Sm                                               1.200 milliards d’années                                  2 MeV
Th C’                                                           3.10^-7 sec                                             8,78 MeV

Parcours :
Les rayons α sont rapidement absorbés par de faibles épaisseurs de matière. Ainsi, dans l’air, le parcours varie de 1,3 cm (samarium) à 8,52 cm (thorium C’).
La loi de Geiger-Nutall établit une relation entre la constante radioactive d’un émetteur α et l’énergie ou le parcours des rayons α :

Log E = a + b log λ

E : énergie de l’α
a : constante identique pour tous les radioéléments
b : constante caractéristiques des éléments d’une même famille.

On admet en première approximation que le parcours d’une particule α dans la matière est proportionnel à son énergie.

Elément                             Vitesse                                     Energie                            Parcours dans l’air
(en Km/s)                                  (en MeV)                                     (en cm)
U                                              14.000                                          4,18                                              2,72
Ra                                            15.190                                           4,79                                              3,3
RaA                                         16.250                                          6,00                                              4,69
RaC’                                         19.220                                          7,68                                              6,94

Effets :
Les rayons α sont des particules très ionisantes, c’est-à-dire qu’elles libèrent sur leur passage des paires d’ions dues à l’extraction d’électrons aux atomes de la matière qu’elles traversent. La production d’une paire d’ions absorbe une énergie d’environ 35 eV. Ainsi, un rayonnement α de 3,5 MeV donne environ  3,5.10⁶/35 = 10⁵ paires d’ions. Le pouvoir ionisant d’une particule chargée est mesuré par l’énergie qu’elle perd par unité de longueur dans le milieu qu’elle traverse : le « transfert linéaire d’énergie ».

2. Radioactivité β
Constitution
On rencontre deux types de radioactivité β, selon que la particule éjectée a une charge négative ou positive :
– rayonnement β- est formé d’électrons émis par le noyau ;
– rayonnement β+ se produit avec émission de positron (électron de charge positive).

Prenons un noyau de thorium ²³⁴₉₀Th dont le noyau a un excès de neutrons. Il se transforme en protactinium ²³⁴₉₁Pa par mutation d’un neutron en proton avec éjection d’un électron 0-1e. D’où la formule :

²³⁴₉₀Th → ²³⁴₉₁Pa + ⁰_-1e

Dans cette équation, on constate que le nombre de nucléons reste inchangé (234). Par contre la charge augmente d’une unité (90 → 91).

Fig. 8 – Rayonnement β-

Le même type de réaction se passe lorsque le noyau a un excès de protons, mais dans ce cas, la particule éjectée est un positron et la charge du nouveau noyau a diminué d’une charge.

Ce type de rayonnement est également dévié lorsqu’il est soumis à un champ magnétique. La déviation se fera dans un sens ou dans le sens inverse selon qu’il s’agit de β- ou β+.

Spectre d’énergie
Contrairement aux particules α, les particules β sont émises selon un spectre d’énergie continu allant de 0 à une valeur maximum propre à chaque noyau émetteur, qui correspond au bilan exact d’énergie de la réaction. Dans le reste du spectre énergétique, s’il apparaît un déficit en énergie, celui-ci est compensé par l’émission de neutrinos.

Parcours
Les rayons β sont plus pénétrants que les particules α, à énergie égale. Des β de 1 MeV traversent plusieurs mètres d’air et quelques mm dans l’aluminium.

3. Capture K
Dans ce cas, le noyau absorbe un électron extérieur, généralement l’un des deux situé sur la couche K du nuage électronique gravitant autour du noyau. Cette capture se traduit par la transformation d’un proton en neutron avec émission d’un neutrino d’une énergie bien déterminée.
Certains noyaux instables peuvent se désintégrer à la fois par capture K et émission β-. Deux éléments naturels sont dans ce cas : le Potassium 40 (K⁴⁰) et le Lutécium 176 (Lu¹⁷⁶).

4. Radioactivité γ
Constitution
Ce rayonnement est constitué d’ondes électromagnétiques analogues à celles de la lumière ou des rayons X. Il s’en différencie par des longueurs d’onde très faibles, de l’ordre de 1/100 d’Å.
La radioactivité γ provient de l’énergie libérée lors du passage d’un noyau à l’état excité vers un niveau inférieur stable du même noyau. Plusieurs étapes peuvent intervenir avant d’arriver à l’état stable fondamental, entraînant l’émission successive de plusieurs photons. C’est ce que l’on appelle une transition isométrique. La particule émise est un photon de charge nulle. Ce rayonnement n’est donc as dévié par un champ magnétique.

Spectre d’énergie
Le principe de la conservation de l’énergie exige que l’énergie du photon soit égale à la différence entre les deux niveaux du noyau. Aussi, chaque photon émis a une énergie caractéristique répondant à la formule :

W = hν = h c/λ

Dans laquelle h est une constante égale à 6,6.10^-27, c la vitesse de la lumière et λ la longueur d’onde.

Parcours
Les rayons γ sont plus pénétrants que les α et les β, et ne sont absorbés que par plusieurs centimètres d’aluminium.

5. Fission
Le phénomène de fission a été largement analysé dans la série d’article sur la radioactivité , aussi nous n’y reviendrons pas. Cependant il est utile de préciser qu’il peut exister un phénomène de fission spontanée, mais avec une probabilité très faible. Ainsi, pour l’U, la constante de désintégration pour la fission spontanée est d’environ λ = 2.10^-24 sec^-1 ; ce qui correspond à une période de 10¹⁶ ans. Celle de la désintégration α est de 4,5.10⁹ ans.
Chaque fission libère une énergie d’environ 200 MeV alors que l’α de l’U²³⁸ est émis avec une énergie de 4,2 MeV.
Etant donné sa faible probabilité cette réaction nucléaire a peu d’impact au niveau géologique.

IV. BIBLIOGRAPHIE

1. CAHEN G., TREILLE P. (1958) – Précis d’énergie nucléaire, Dunod, Paris.
2. CAVEDON J.-M. (1996) – La radioactivité, Flammarion, coll. « Dominos » N° 103
3. COPPENS René (1957) – La radioactivité des roches, PUF, N° 741.
4. DEWORM J. (1988) – La radioactivité – L’homme et l’environnement, CEN/SCK, Mol.
5. HOYAUX M. (1953) – L’atome et ses applications, Ed. « Science et Technique », Bruxelles.
6. PICCIOTTO E.-E. (1950) – Les phénomènes radioactifs en géologie, in ? pp. 102-135.
7. SIX R. – Dans les pas des alchimistes !, in Bulletin du G.E.S.T , N° 117, janv . 2003.
8. http://fr.wikipedia.org/wiki/Vladimir_Vernadsky
9. http://fr.wikipedia.org/wiki/Victor_Goldschmidt_(chimiste)www.edunet.tn/edutic/modules/applets/appphysique/famille.htm –

(à suivre)