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7.4 : Corrélation - Géosciences


La corrélation est le processus d'établissement des strates sédimentaires du même âge mais géographiquement séparées. La corrélation peut être déterminée en utilisant des inversions de polarité magnétique (chapitre 2), des types de roches, des séquences de roches uniques ou des fossiles index. Il existe quatre principaux types de corrélation : stratigraphique, lithostratigraphique, chronostratigraphique et biostratigraphique.

Corrélation stratigraphique

Corrélation stratigraphique est le processus d'établissement des strates sédimentaires du même âge dans des zones géographiques éloignées au moyen de leur relation stratigraphique. Les géologues construisent des histoires géologiques de zones en cartographiant et en créant des colonnes stratigraphiques - une description détaillée des strates de bas en haut. Un exemple de relations stratigraphiques et de corrélation entre le parc national de Canyonlands et le parc national de Zion dans l'Utah. À Canyonlands, le grès Navajo recouvre la formation Kayenta qui recouvre la formation Wingate formant une falaise. À Sion, le grès Navajo recouvre la formation Kayenta qui recouvre la formation Moenave formant une falaise. Sur la base de la relation stratigraphique, les formations Wingate et Moenave sont corrélées. Ces deux formations ont des noms uniques car leur composition et leur motif d'affleurement sont légèrement différents. D'autres strates du plateau du Colorado et leur séquence peuvent être reconnues et corrélées sur des milliers de kilomètres carrés.

Corrélation lithostratigraphique

Corrélation lithostratigraphique établit un âge similaire des strates basé sur lithologie, qui est la composition et les propriétés physiques de cette strate. Lithos est grec pour pierre et -logie vient du mot grec pour doctrine ou science. La corrélation lithostratigraphique peut être utilisée pour corréler des formations entières sur de longues distances ou peut être utilisée pour corréler des strates plus petites au sein des formations afin de tracer leur étendue et les environnements de dépôt régionaux.

Par exemple, le grès Navajo, qui constitue les murs proéminents du parc national de Zion, est le même grès Navajo à Canyonlands car la lithologie des deux est identique même s'ils sont distants de centaines de kilomètres. Des extensions de la même formation de grès Navajo se trouvent à des kilomètres dans d'autres parties du sud de l'Utah, notamment dans les parcs nationaux Capitol Reef et Arches. De plus, cette même formation est appelée le grès aztèque au Nevada et le grès Nugget près de Salt Lake City car ils sont suffisamment distincts sur le plan lithologique pour justifier de nouveaux noms.

Corrélation chronostratigraphique

Corrélation chronostratigraphique correspond à des roches du même âge, même si elles sont de lithologies différentes. Différentes lithologies de roches sédimentaires peuvent se former en même temps à différents emplacements géographiques car les environnements de dépôt varient géographiquement. Par exemple, à tout moment dans un environnement marin, il pourrait y avoir cette séquence d'environnements de dépôt de la plage à la mer profonde : plage, zone littorale, lagon marin peu profond, récif, pente et mer profonde. Chaque environnement de dépôt aura une formation rocheuse sédimentaire unique. Sur la figure du récif Permien Capitan au monument national de Guadalupe dans l'ouest du Texas, la ligne rouge montre une chronologie chronostratigraphique qui représente un instantané dans le temps. La zone du lagon marin/arrière-récif en eau peu profonde est bleu clair, le récif principal de Capitan est bleu foncé et le siltstone marin en eau profonde est jaune. Ces trois lithologies uniques se formaient en même temps au Permien le long de cette chronologie rouge.

Corrélation biostratigraphique

Corrélation biostratigraphique utilise des fossiles index pour déterminer les âges des strates. Les fossiles index représentent des assemblages ou des groupes d'organismes qui étaient uniquement présents pendant des intervalles spécifiques de temps géologique. Les assemblages désignent un groupe de fossiles. Les fossiles permettent aux géologues d'attribuer une formation à une plage de dates absolue, telle que la période jurassique (il y a 199 à 145 millions d'années), plutôt qu'à une échelle de temps relative. En fait, la plupart des plages de temps géologiques sont cartographiées sur des assemblages de fossiles. Les fossiles index les plus utiles proviennent de formes de vie géographiquement répandues et dont la durée de vie des espèces était limitée à un intervalle de temps étroit. En d'autres termes, des fossiles indexés peuvent être trouvés dans de nombreux endroits à travers le monde, mais seulement pendant un laps de temps restreint. Certains des meilleurs fossiles pour la corrélation biostratigraphique sont des microfossiles, dont la plupart provenaient d'organismes unicellulaires. Comme les organismes microscopiques d'aujourd'hui, ils étaient largement répartis dans de nombreux environnements à travers le monde. Certains de ces organismes microscopiques avaient des parties dures, telles que des exosquelettes ou des coquilles externes, ce qui en fait de meilleurs candidats pour la conservation. Les foraminifères, organismes unicellulaires à coquille calcaire, sont un exemple de fossile index particulièrement utile pour la période du Crétacé et l'ère cénozoïque [37].

Conodontes sont un autre exemple de microfossiles utiles pour la corrélation biostratigraphique du Cambrien au Trias. Les conodontes sont des structures phosphatées ressemblant à des dents d'un organisme multicellulaire semblable à une anguille qui n'avait aucune autre partie dure pouvant être conservée. Les créatures porteuses de conodontes vivaient dans des environnements marins peu profonds partout dans le monde. À la mort, les parties dures phosphatées ont été dispersées dans le reste des sédiments marins. Ces structures en forme de dents distinctives sont facilement collectées et séparées du calcaire en laboratoire.

Parce que les créatures conodontes étaient si abondantes, évoluant rapidement et facilement conservées dans les sédiments, leurs fossiles sont particulièrement utiles pour corréler les strates, même si la connaissance de l'animal qui les possède est rare. Les scientifiques des années 1960 ont effectué une corrélation biostratigraphique fondamentale qui a lié la zonation des conodontes du Trias aux ammonoïdes, qui sont d'anciens cousins ​​éteints du nautile nacré. Jusque-là, les ammonoïdes étaient le seul standard pour la corrélation triasique, donc le croisement des fossiles micro- et macro-index a amélioré la fiabilité de la corrélation biostratigraphique pour l'un ou l'autre type [38]. Cette étude sur les conodontes a ensuite établi l'utilisation des conodontes pour établir une corrélation internationale entre les strates du Trias situées en Europe, dans l'ouest de l'Amérique du Nord et dans les îles arctiques du Canada [39].

Échelle de temps géologique

Le temps géologique a été subdivisé en une série de divisions par les géologues. Eon est la plus grande division du temps, suivie de l'ère, de la période, de l'époque et de l'âge. Les partitions de l'échelle des temps géologiques sont les mêmes partout sur Terre ; cependant, les roches peuvent ou non être présentes à un endroit donné en fonction de l'activité géologique en cours pendant une période de temps particulière. Ainsi, nous avons le concept du temps contre la roche, dans lequel le temps est un continuum ininterrompu mais les roches peuvent être manquantes et/ou indisponibles pour l'étude. La figure de l'échelle de temps géologique représente le temps qui s'écoule en continu depuis le début de la Terre, avec les unités de temps présentées dans une séquence ininterrompue. Mais cela ne signifie pas qu'il existe des roches disponibles pour l'étude pour toutes ces unités de temps.

L'échelle des temps géologiques s'est développée au cours du 19e siècle en utilisant les principes de la stratigraphie. L'ordre relatif des unités de temps a été déterminé avant que les géologues aient les outils pour attribuer des âges numériques aux périodes et aux événements. Corrélation biostratigraphique utilisant des fossiles pour attribuer des noms d'ère et de période aux roches sédimentaires à l'échelle mondiale [40]. Avec l'expansion de la science et de la technologie, certains géologues pensent que l'influence de l'humanité sur les processus naturels est devenue si grande qu'ils suggèrent une nouvelle période géologique, connue sous le nom de Anthropocène. [39; 41].

Les références

37. Wade, B. S., Pearson, P. N., Berggren, W. A. ​​& Pälike, H. Examen et révision de la biostratigraphie et de l'étalonnage des foraminifères planctoniques tropicaux du Cénozoïque à la polarité géomagnétique et à l'échelle de temps astronomique. Terre-Sci. Tour. 104, 111–142 (2011).

38. Mosher, L. C. Conodontes triasiques de l'ouest de l'Amérique du Nord et de l'Europe et leur corrélation. J. Paléontol. 42, 895–946 (1968).

39. Conodontes du Trias de la Colombie-Britannique et des îles du nord de l'Arctique. Taureau. Géol. Surv. Pouvez. 222, 141–193 (1973).

40. Berry, W.B.N. Croissance d'une échelle de temps préhistorique : basée sur l'évolution organique (San Francisco, États-Unis, et Folkestone, Kent, Angleterre. (WH Freeman et Cie, 1968).

41. Zalasiewicz, J. et al. Vivons-nous maintenant dans l'Anthropocène ? GSA aujourd'hui 18, 4 (2008).


Calculer le coefficient de corrélation

Utilisez cette calculatrice pour déterminer la force statistique des relations entre deux ensembles de nombres. Cliquez sur le lien "Ajouter plus" pour ajouter plus de nombres à l'exemple de jeu de données. Le coefficient sera compris entre -1 et +1 avec des corrélations positives augmentant la valeur et des corrélations négatives diminuant la valeur. Les résultats seront automatiquement mis à jour à chaque fois que des numéros supplémentaires sont ajoutés à l'ensemble.

Formule du coefficient de corrélation

Voici la formule du coefficient de corrélation utilisée par ce calculateur

Corrélation(r) = NΣXY - (ΣX)(ΣY) / Sqrt([NΣX 2 - (ΣX) 2 ][NΣY2 - (ΣY) 2 ])

  • N = nombre de valeurs ou d'éléments dans l'ensemble
  • X = premier score
  • Y = deuxième note
  • ΣXY = somme du produit des deux scores
  • ΣX = somme des premiers scores
  • ΣY = somme des seconds scores
  • ΣX 2 = somme des carrés du premier ensemble de scores
  • ΣY 2 = somme des carrés du deuxième ensemble de scores

Pression

La pression est importante dans les processus métamorphiques pour deux raisons principales. Premièrement, elle a des implications pour la stabilité minérale (figure 7.3). Deuxièmement, cela a des implications pour la texture des roches métamorphiques. Les roches soumises à des pressions de confinement très élevées sont généralement plus denses que les autres parce que les grains minéraux sont comprimés les uns contre les autres (figure 7.4a) et parce qu'elles peuvent contenir des polymorphes minéraux dans lesquels les atomes sont plus étroitement emballés. En raison de la tectonique des plaques, les pressions à l'intérieur de la croûte ne sont généralement pas appliquées de manière égale dans toutes les directions. Dans les zones de convergence des plaques, la pression dans une direction (perpendiculaire à la direction de convergence) est généralement plus élevée que dans les autres directions (Figure 7.4b). Dans les situations où différents blocs de la croûte sont poussés dans différentes directions, les roches seront soumises à une contrainte de cisaillement (figure 7.4c).

L'un des résultats de la pression dirigée et de la contrainte pure est que les roches deviennent feuilleté - ce qui signifie qu'ils auront un tissu directionnel. La foliation est décrite plus en détail plus loin dans ce chapitre.

Figure 7.4 Une illustration de différents types de pression sur les rochers. (a) pression de confinement, où la pression est essentiellement égale dans toutes les directions, (b) pression dirigée, où la pression des côtés est supérieure à celle du haut et du bas, et (c) contrainte de cisaillement causée par différents blocs de roche poussé dans des directions différentes. (Dans a et b, il y a aussi une pression dans et hors de la page.) [SE]


7.2 Datation absolue

La ceinture de roches vertes de Nuvvuagittuq au Canada pourrait avoir les roches les plus anciennes et les preuves de vie les plus anciennes sur Terre, selon des études récentes.

Le temps relatif permet aux scientifiques de raconter l'histoire des événements terrestres, mais ne fournit pas d'âges numériques spécifiques, et donc, la vitesse à laquelle les processus géologiques fonctionnent. Sur la base du principe d'uniformitarisme de Hutton (voir chapitre 1), les premiers géologues ont supposé que les processus géologiques fonctionnent lentement et que la Terre est très ancienne. Les principes de datation relatifs étaient la façon dont les scientifiques ont interprété l'histoire de la Terre jusqu'à la fin du 19ème siècle. Parce que la science avance à mesure que la technologie avance, la découverte de la radioactivité à la fin des années 1800 a fourni aux scientifiques un nouvel outil scientifique appelé datation radioisotopique. En utilisant cette nouvelle technologie, ils pourraient attribuer des unités de temps spécifiques, dans ce cas des années, aux grains minéraux dans une roche. Ces valeurs numériques ne dépendent pas de comparaisons avec d'autres roches telles que la datation relative, donc cette méthode de datation est appelée datation absolue . Il existe plusieurs types de datation absolue discutés dans cette section, mais la datation radioisotopique est la plus courante et est donc l'objet de cette section.

7.2.1 Désintégration radioactive

Trois isotopes de l'hydrogène

Tous les éléments du tableau périodique des éléments (voir chapitre 3) contiennent des isotopes . Un isotope est un atome d'un élément avec un nombre différent de neutrons. Par exemple, l'hydrogène (H) a toujours 1 proton dans son noyau (le numéro atomique), mais le nombre de neutrons peut varier selon les isotopes (0, 1, 2). Rappelons que le nombre de neutrons ajouté au numéro atomique donne la masse atomique. Lorsque l'hydrogène a 1 proton et 0 neutron, il est parfois appelé protium ( 1 H ), lorsque l'hydrogène a 1 proton et 1 neutron, il est appelé deutérium ( 2 H ), et lorsque l'hydrogène a 1 proton et 2 neutrons, il est appelé tritium ( 3 H).

De nombreux éléments ont à la fois des isotopes stables et instables. Pour l'exemple de l'hydrogène, 1 H et 2 H sont stables, mais 3 H est instable. Isotopes instables, appelés Isotopes radioactifs , se désintègrent spontanément au fil du temps en libérant des particules subatomiques ou de l'énergie dans un processus appelé désintégration radioactive. Lorsque cela se produit, un isotope instable devient un isotope plus stable d'un autre élément. Par exemple, le carbone 14 ( 14 C) se désintègre en azote 14 ( 14 N).

Simulation de demi-vie. A gauche, 4 simulations avec seulement quelques atomes. A droite, 4 simulations avec de nombreux atomes. La désintégration radioactive de n'importe quel atome individuel est un événement complètement imprévisible et aléatoire. Cependant, certains spécimens de roche contiennent un nombre énorme d'isotopes radioactifs, peut-être des milliards de milliards d'atomes, et ce grand groupe d'isotopes radioactifs a un schéma prévisible de désintégration radioactive. La décroissance radioactive de moitié des isotopes radioactifs de ce groupe prend un certain temps. Le temps qu'il faut pour que la moitié des atomes d'une substance se désintègre s'appelle le demi vie . En d'autres termes, la demi-vie d'un isotope est le temps qu'il faut à la moitié d'un groupe d'isotopes instables pour se désintégrer en un isotope stable. La demi-vie est constante et mesurable pour un isotope radioactif donné, elle peut donc être utilisée pour calculer l'âge d'une roche. Par exemple, la demi-vie de l'uranium-238 ( 238 U) est de 4,5 milliards d'années et la demi-vie du 14 C est de 5 730 ans.

Les principes qui sous-tendent cette méthode de datation nécessitent deux hypothèses clés. Premièrement, les grains minéraux contenant l'isotope se sont formés en même temps que la roche, comme les minéraux d'une roche ignée qui s'est cristallisée à partir du magma. Deuxièmement, les cristaux minéraux restent un système fermé, ce qui signifie qu'ils ne sont pas altérés par la suite par des éléments qui entrent ou sortent d'eux.

Granit (à gauche) et gneiss (à droite). La datation d'un minéral dans le granite donnerait l'âge de cristallisation de la roche, tandis que la datation du gneiss pourrait refléter le moment du métamorphisme.

Ces exigences imposent certaines contraintes sur les types de roches convenant à la datation, la roche ignée étant la meilleure. Les roches métamorphiques sont cristallines, mais les processus de métamorphisme peuvent réinitialiser l'horloge et les âges dérivés peuvent représenter un frottis de différents événements métamorphiques plutôt que l'âge de cristallisation d'origine. Les roches sédimentaires détritiques contiennent des clastes provenant de roches mères distinctes provenant d'emplacements inconnus et les âges dérivés n'ont donc aucun sens. Cependant, les roches sédimentaires avec des minéraux précipités, comme les évaporites, peuvent contenir des éléments appropriés pour la datation radioisotopique. Les couches pyroclastiques ignées et les coulées de lave au sein d'une séquence sédimentaire peuvent être utilisées pour dater la séquence. Des roches ignées transversales et des seuils peuvent être utilisés pour encadrer les âges des roches sédimentaires plus anciennes affectées. Le zircon minéral résistant, trouvé sous forme de clastes dans de nombreuses roches sédimentaires anciennes, a été utilisé avec succès pour établir des dates très anciennes, y compris l'âge des plus anciennes roches connues de la Terre. Sachant que les minéraux de zircon dans les sédiments métamorphisés provenaient de roches plus anciennes qui ne sont plus disponibles pour l'étude, les scientifiques peuvent dater le zircon pour établir l'âge des roches mères pré-métamorphiques.

Une désintégration alpha : Deux protons et deux neutrons quittent le noyau.

Les atomes radioactifs se désintègrent de plusieurs manières. Nous en considérerons trois ici&mdash désintégration alpha , désintégration bêta , et capture d'électrons . Désintégration alpha C'est lorsqu'une particule alpha, qui se compose de deux protons et de deux neutrons, est émise par le noyau d'un atome. Cela se trouve également être le noyau d'un atome d'hélium, l'hélium gazeux peut être piégé dans le réseau cristallin d'un minéral dans lequel la désintégration alpha s'est produite. Lorsqu'un atome perd deux protons de son noyau, abaissant son numéro atomique, il se transforme en un élément inférieur de deux numéros atomiques sur le tableau périodique des éléments.

Tableau périodique des éléments La perte de quatre particules, dans ce cas deux neutrons et deux protons, abaisse également la masse de l'atome de quatre. Par exemple, la désintégration alpha a lieu dans l'isotope instable 238 U, qui a un numéro atomique de 92 (92 protons) et un nombre de masse de 238 (total de tous les protons et neutrons). Lorsque le 238 U émet spontanément une particule alpha, il devient du thorium-234 ( 234 Th). Le produit de désintégration radioactive d'un élément est appelé son isotope fille et l'élément d'origine s'appelle le isotope parent . Dans ce cas, 238 U est l'isotope parent et 234 Th est l'isotope fille. La demi-vie du 238 U est de 4,5 milliards d'années, c'est-à-dire le temps qu'il faut à la moitié des atomes de l'isotope parent pour se désintégrer en l'isotope fille. Cet isotope de l'uranium, 238 U, peut être utilisé pour la datation absolue des matériaux les plus anciens trouvés sur Terre, et même des météorites et des matériaux des premiers événements de notre système solaire.

Chaîne de désintégration de l'U-238 en Pb-206 stable à travers une série de désintégrations alpha et bêta.

La désintégration bêta se produit lorsqu'un neutron dans son noyau se divise en un électron et un proton. L'électron est émis par le noyau sous la forme d'un rayon bêta. Le nouveau proton augmente le numéro atomique de l'élément de un, formant un nouvel élément avec la même masse atomique que l'isotope parent. Par exemple, le 234 Th est instable et subit une désintégration bêta pour former du protactinium-234 ( 234 Pa), qui subit également une désintégration bêta pour former de l'uranium-234 ( 234 U). Notez que ce sont tous des isotopes d'éléments différents, mais ils ont la même masse atomique de 234. Le processus de désintégration d'éléments radioactifs comme l'uranium continue de produire des parents et des filles radioactifs jusqu'à ce qu'une fille stable ou non radioactive se forme. Une telle série est appelée chaîne de désintégration . La chaîne de désintégration de l'isotope parent radioactif 238 U progresse à travers une série de désintégrations alpha (flèches rouges sur la figure adjacente) et bêta (flèches bleues), jusqu'à ce qu'elle forme l'isotope fille stable, le plomb-206 ( 206 Pb).

Les deux voies de capture d'électrons Capture d'électrons C'est lorsqu'un proton dans le noyau capture un électron de l'une des couches électroniques et devient un neutron. Cela produit l'un des deux effets différents : 1) un électron saute pour remplir la tache manquante de l'électron parti et émet un rayon X, ou 2) dans ce qu'on appelle le processus Auger, un autre électron est libéré et transforme l'atome en un ion. Le numéro atomique est réduit de un et le nombre de masse reste le même. Un exemple d'élément qui se désintègre par capture d'électrons est le potassium-40 (40 K). Le 40 K radioactif représente un infime pourcentage (0,012 %) du potassium naturel, dont la plupart ne sont pas radioactifs. Le 40 K se désintègre en argon-40 (40 Ar) avec une demi-vie de 1,25 milliard d'années, il est donc très utile pour dater les événements géologiques. Vous trouverez ci-dessous un tableau de certains des isotopes de datation radioactifs les plus couramment utilisés et de leurs demi-vies.

Éléments Symbole parent Symbole de la fille Demi vie
Uranium-238/Plomb-206 238 U 206 Pb 4,5 milliards d'années
Uranium-235/Plomb-207 235 U 207 Pb 704 millions d'années
Potassium-40/Argon-40 40 K 40 Ar 1,25 milliard d'années
Rubidium-87/Strontium-87 87 Rb 87 Sr 48,8 milliards d'années
Carbone-14/Azote-14 14 C 14 N 5 730 ans

Quelques isotopes courants utilisés pour la datation radioisotopique.

7.2.2 Datation radio-isotopique

Pour un échantillon de roche donné, comment se déroule la datation ? Les isotopes parents et fils sont séparés du minéral par extraction chimique. Dans le cas de l'uranium, les isotopes 238 U et 235 U sont séparés ensemble, tout comme le 206 Pb et le 207 Pb avec un instrument appelé spectromètre de masse .

Graphique du nombre de demi-vies en fonction de la quantité d'isotopes filles dans l'échantillon jusqu'à 4 demi-vies Voici un exemple simple de calcul de l'âge à l'aide du rapport fille/parent d'isotopes . Lorsque le minéral se forme initialement, il se compose de 0 % d'isotope fille et de 100 % d'isotope parent, de sorte que le rapport fille/parent (D/P) est de 0. Après une demi-vie, la moitié du parent s'est décomposé, donc il y a 50 %. fille et 50 % des parents, un rapport 50/50, avec D/P = 1. Après deux demi-vies, il y a 75% fille et 25% parent (ratio 75/25) et D/P = 3. Ceci peut être encore calculé pour une série de demi-vies comme indiqué dans le tableau. Le tableau ne montre pas plus de 10 demi-vies car après environ 10 demi-vies, la quantité de parent restant est si petite qu'elle devient trop difficile à mesurer avec précision par analyse chimique. Les applications modernes de cette méthode ont atteint des précisions remarquables de plus ou moins deux millions d'années en 2,5 milliards d'années (soit 0,055 %). L'application de la technique uranium/plomb dans n'importe quelle analyse d'échantillon donne deux horloges distinctes fonctionnant en même temps, 238 U et 235 U. L'existence de ces deux horloges dans le même échantillon permet un recoupement entre les deux. De nombreux échantillons géologiques contiennent plusieurs paires parent/fille, donc le recoupement des horloges confirme que la datation radio-isotopique est très fiable.

Parent présent (%) Fille présente

Ratio parent/fille en termes de demi-vie .

Schéma du carbone traversant un spectromètre de masse. Une autre méthode de datation radioisotopique implique le carbone et est utile pour dater des échantillons archéologiquement importants contenant des substances organiques comme le bois ou l'os. Datation au radiocarbone, également appelée datation au carbone, utilise l'isotope instable carbone-14 ( 14 C) et l'isotope stable carbone-12 ( 12 C). Le carbone 14 est constamment créé dans l'atmosphère par l'interaction de particules cosmiques avec l'azote atmosphérique 14 (14 N) . Les particules cosmiques telles que les neutrons frappent le noyau d'azote, expulsant un proton mais laissant le neutron dans le noyau. La collision réduit le numéro atomique d'un, le changeant de sept à six, changeant l'azote en carbone avec le même nombre de masse de 14. Le 14 C se lie rapidement avec l'oxygène (O) dans l'atmosphère pour former du dioxyde de carbone ( 14 CO2) qui se mélange avec d'autres gaz carboniques atmosphériques ( 12 CO2) et ce mélange de gaz est incorporé à la matière vivante. Lorsqu'un organisme est vivant, le rapport 14 C/ 12 C dans son corps ne change pas vraiment car le CO2 est constamment échangé avec l'atmosphère. Cependant, lorsqu'il meurt, l'horloge au radiocarbone commence à tourner alors que le 14 C se désintègre en 14 N par désintégration bêta , qui a une demi-vie de 5 730 ans. La technique de datation au radiocarbone est donc utile depuis environ 57 300 ans, soit environ 10 demi-vies en arrière.

Concentrations de dioxyde de carbone au cours des 400 000 dernières années.

La datation au radiocarbone repose sur des rapports filles/parents dérivés d'une quantité connue de 14 C parent. Les premières applications de la datation au carbone supposaient que la production et la concentration de 14 C dans l'atmosphère étaient restées assez constantes au cours des 50 000 dernières années. Cependant, on sait maintenant que la quantité de niveaux de 14 C parent dans l'atmosphère a varié. Les comparaisons des âges du carbone avec les données des cernes et d'autres données pour des événements connus ont permis un étalonnage fiable de la méthode de datation au radiocarbone. En tenant compte des niveaux de base de carbone 14 qui doivent être calibrés par rapport à d'autres méthodes de datation fiables, la datation au carbone s'est avérée être une méthode fiable pour dater des spécimens archéologiques et des événements géologiques très récents.

7.2.3 Âge de la Terre

Impression d'artiste de la Terre dans l'Eon Hadean, au début de l'histoire de la Terre. Les travaux de Hutton et d'autres scientifiques ont attiré l'attention après la Renaissance (voir le chapitre 1), stimulant l'exploration de l'idée d'une ancienne Terre. À la fin du 19e siècle, William Thompson, alias Lord Kelvin, a appliqué ses connaissances en physique pour développer l'hypothèse que la Terre a commencé comme une sphère en fusion chaude. Il a estimé que la Terre avait 98 millions d'années, mais en raison d'incertitudes dans ses calculs, l'âge était compris entre 20 et 400 millions d'années. Cette animation illustre comment Kelvin a calculé cette plage et pourquoi ses chiffres étaient si éloignés, ce qui a à voir avec le transfert de chaleur inégal au sein de la Terre. Il a également été souligné que Kelvin n'a pas considéré la flexibilité et la convection dans le manteau terrestre comme un mécanisme de transfert de chaleur. L'estimation de Kelvin pour l'âge de la Terre était considérée comme plausible mais non sans défi, et la découverte de la radioactivité a fourni une méthode plus précise pour déterminer les âges anciens.

Dans les années 1950, Clair Patterson (1922 et 1995) pensait pouvoir déterminer l'âge de la Terre à l'aide d'isotopes radioactifs provenant de météorites, qu'il considérait comme les premiers vestiges du système solaire présents au moment de la formation de la Terre. Patterson a analysé des échantillons de météorite pour l'uranium et le plomb à l'aide d'un spectromètre de masse. Il a utilisé la technique de datation uranium/plomb pour déterminer l'âge de la Terre à 4,55 milliards d'années, soit environ 70 millions (± 1,5%). L'estimation actuelle de l'âge de la Terre est de 4,54 milliards d'années, plus ou moins 50 millions (± 1,1%) . Il est remarquable que Patterson, qui était encore étudiant diplômé à l'Université de Chicago, ait obtenu un résultat qui n'a guère été modifié depuis plus de 60 ans, même si la technologie a amélioré les méthodes de datation.

7.2.4 Datation des événements géologiques

Les isotopes radioactifs des éléments qui sont communs dans les cristaux minéraux sont utiles pour la datation radio-isotopique. La méthode uranium/plomb, avec ses deux horloges à recoupement, est le plus souvent utilisée avec les cristaux du minéral zircon (ZrSiO4) où l'uranium peut remplacer le zirconium dans le réseau cristallin. Le zircon est résistant aux intempéries, ce qui le rend utile pour dater les événements géologiques dans les roches anciennes. Au cours d'événements métamorphiques, les cristaux de zircon peuvent former plusieurs couches cristallines, chaque couche enregistrant l'âge isotopique d'un événement, traçant ainsi la progression de plusieurs événements métamorphiques.

Les géologues ont utilisé des grains de zircon pour faire des études étonnantes qui illustrent comment les conclusions scientifiques peuvent changer avec les progrès technologiques. Les cristaux de zircon d'Australie occidentale qui se sont formés lorsque la croûte s'est différenciée du manteau il y a 4,4 milliards d'années ont été déterminés comme les plus anciennes roches connues. Les grains de zircon ont été incorporés dans des roches hôtes métasédimentaires, roches sédimentaires montrant des signes d'avoir subi un métamorphisme partiel. Les roches hôtes n'étaient pas très anciennes, mais les grains de zircon incrustés ont été créés il y a 4,4 milliards d'années et ont survécu aux processus ultérieurs d'altération, d'érosion, de dépôt et de métamorphisme. À partir d'autres propriétés des cristaux de zircon, les chercheurs ont conclu que non seulement les roches continentales étaient exposées au-dessus du niveau de la mer, mais aussi que les conditions sur la Terre primitive étaient suffisamment froides pour que de l'eau liquide existe à la surface. La présence d'eau liquide a permis aux processus d'altération et d'érosion de se produire. Des chercheurs de l'UCLA ont étudié des cristaux de zircon vieux de 4,1 milliards d'années et ont trouvé du carbone dans les cristaux de zircon qui pourrait être d'origine biogénique, ce qui signifie que la vie a pu exister sur Terre bien plus tôt qu'on ne le pensait auparavant.

Plusieurs lits de cendres importants trouvés en Amérique du Nord, y compris trois éruptions de Yellowstone ombrées de rose (Mesa Falls Tuff, Huckleberry Ridge Tuff et Lava Creek Tuff), le lit de cendres Bishop Tuff (ligne pointillée brune) et la chute de cendres du 18 mai 1980 ( jaune).

Roches ignées les mieux adaptées à la datation radioisotopique car leurs minéraux primaires fournissent des dates de cristallisation à partir du magma. Les processus métamorphiques ont tendance à réinitialiser les horloges et à ternir la date d'origine de la roche ignée. Les roches sédimentaires détritiques sont moins utiles car elles sont constituées de minéraux dérivés de plusieurs sources parentales avec potentiellement de nombreuses dates. Cependant, les scientifiques peuvent utiliser des événements ignés pour dater des séquences sédimentaires. Par exemple, si les strates sédimentaires se situent entre une coulée de lave et un lit de cendres volcaniques avec des dates radioisotopiques de 54 millions d'années et 50 millions d'années, alors les géologues connaissent les strates sédimentaires et ses fossiles formés il y a entre 54 et 50 millions d'années. Un autre exemple serait une digue volcanique vieille de 65 millions d'années qui traverse des strates sédimentaires. Cela fournit un âge limite supérieur sur les strates sédimentaires, de sorte que ces strates auraient plus de 65 millions d'années. Le potassium est courant dans les sédiments d'évaporites et a été utilisé pour la datation potassium/argon. Les minéraux sédimentaires primaires contenant des isotopes radioactifs comme le 40 K, ont fourni des dates pour des événements géologiques importants.

7.2.5 Autres techniques de datation absolue

La thermoluminescence, un type de datation par luminescence Luminescence (alias Thermoluminescence): La datation radioisotopique n'est pas la seule façon dont les scientifiques déterminent les âges numériques. La datation par luminescence mesure le temps écoulé depuis que certains minéraux silicatés, tels que les sédiments grossiers de minéraux silicatés, ont été exposés pour la dernière fois à la lumière ou à la chaleur à la surface de la Terre. Tous les sédiments enfouis sont exposés au rayonnement du rayonnement de fond normal du processus de désintégration décrit ci-dessus. Certains de ces électrons sont piégés dans le réseau cristallin de minéraux silicatés comme le quartz. Lorsqu'ils sont exposés à la surface, le rayonnement ultraviolet et la chaleur du Soleil libèrent ces électrons, mais lorsque les minéraux sont enfouis à quelques centimètres sous la surface, les électrons sont à nouveau piégés. Des échantillons de sédiments grossiers collectés à quelques mètres sous la surface sont analysés en les stimulant avec de la lumière dans un laboratoire. Cette stimulation libère les électrons piégés sous la forme d'un photon de lumière appelé luminescence. La quantité de luminescence libérée indique combien de temps le sédiment a été enfoui. La datation par luminescence n'est utile que pour dater des sédiments jeunes de moins d'un million d'années. Dans l'Utah, la datation par luminescence est utilisée pour déterminer quand des couches de sédiments à gros grains ont été enfouies près d'une faille. Il s'agit d'une technique utilisée pour déterminer l'intervalle de récurrence des grands séismes sur des failles comme la faille de Wasatch qui ont principalement coupé des matériaux à gros grains et manquent de sols organiques enfouis pour la datation au radiocarbone.

Apatite du Mexique. Piste de fission : La datation des traces de fission repose sur les dommages causés au réseau cristallin lorsque le 238 U instable se désintègre en le produit de filiation 234 Th et libère une particule alpha. Ces deux produits de désintégration se déplacent dans des directions opposées à travers le réseau cristallin, laissant une trace visible de dommages. Ceci est courant dans les grains minéraux uranifères tels que l'apatite. Les traces sont larges et peuvent être comptées visuellement sous un microscope optique. Le nombre de pistes correspond à l'âge des grains. La datation des traces de fission remonte à environ 100 000 à 2 milliards (1 &fois 10 5 à 2 &fois 10 9 ) il y a des années. La datation des traces de fission a également été utilisée comme seconde horloge pour confirmer les dates obtenues par d'autres méthodes.


3.7 Énergie électromagnétique : conversion d'unités

Watch this video which provides a great visual demonstration of the Raman effect, and shows how Raman scattered light is plotted on a graph:

NanophotonGlobal. (January 6, 2017). Visual guide to Raman spectroscopy | Nanophoton.

7.4.1. In this example, Raman scattering from liquid water is shown. What is the wavelength of the laser in nm, and what is the wavelength of Raman scattered light for the major peak of water (as stated in the video?)

7.4.2. What is plotted on the y-axis?

7.4.3. If the laser was changed to 364 nm, at what wavelength would the major peak of water appear?

In practice, Raman spectra are plotted as Raman shift. Raman shift is the difference between the peak energies and the excitation laser energy. This allows comparison of a spectrum to other spectra even when different laser excitation energies are used. Conventional Raman spectra are plotted in wavenumber (cm -1 ) units, not in wavelength.

The following links show examples of Raman spectra of different materials. S'il te plaît look at these examples to compare and contrast the plots.

InPhotonics. InPhotote Spectrometer Data. (ret. 3/17/2019) http://www.inphotonics.com/INPdata.htm

National University of Ireland, Galway. Small Molecule/Forensics Research. (ret. 3/17/2019) http://www.nuigalway.ie/nanoscale/researchprojects/forensicsraman/

7.4.4. In the olivine spectrum, what is the energy difference between the tallest peak and the laser energy, in wavenumbers?

7.4.5. By looking at this data, can you tell which laser energy/wavelength was used?

7.4.6. What is/are the variable/s plotted on the y-axis (look at several sources)? We are essentially plotting the counts from the detector in the y-axis, which is why people report this in different ways. Peak intensity in reflectance spectra can vary due to experimental conditions, count times, orientation of the sample, surface characteristics, etc.


Examples of correlation

Use the following correlation examples to help you better analyze the correlation results from your own datasets.

Positive correlations

Here are some examples of positive correlations:

1 . The more time you spend on a project, the more effort you&aposll have put in.

2 . The more money you make, the more taxes you will owe.

3 . The nicer you are to employees, the more they&aposll respect you.

4 . The more education you receive, the smarter you&aposll be.

5 . The more overtime you work, the more money you&aposll earn.

Negative correlations

Here are some examples of negative correlations:

1 . The more payments you make on a loan, the less money you&aposll owe.

2 . As the number of your employees decreases, the more job positions you&aposll have open.

3 . The more you work in the office, the less time you&aposll spend at home.

4 . The more employees you hire, the fewer funds you&aposll have.

5 . The more time you spend on a project, the less time you&aposll have.

No correlation

Here are some examples of entities with zero correlation:

1 . The nicer you treat your employees, the higher their pay will be.

2 . The smarter you are, the later you&aposll arrive at work.

3 . The wealthier you are, the happier you&aposll be.

4 . The earlier you arrive at work, your need for more supplies increases.

5 . The more funds you invest in your business, the more employees will leave work early.


Voir la vidéo: Korrelaatio (Octobre 2021).