Chapitre 4 • Relations chronologiques : déformation et recristallisation…
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conditions de surface. Ainsi, le trajet en boucle de cette figure est une hypothèse
raisonnable ; la détermination de points intermédiaires la validerait.
Un trajet PTt est tracé en interpolant les différents points dont on a évalué les
conditions PTt. Pour que ce trajet soit le plus précis possible, il est nécessaire d’avoir
le plus de points intermédiaires possibles et des valeurs de temps absolu.
La radiochronologie est basée sur des réactions nucléaires naturelles qui produisent
des isotopes « fils » par désintégration d’isotopes « père » radioactifs au cours du
temps. Les isotopes radioactifs, comme les isotopes non radioactifs, sont incorporés
dans la structure des minéraux au moment de leur cristallisation. Les isotopes fils
radiogéniques produits par la désintégration radioactive s’accumulent au cours du
temps dans la structure cristalline du minéral. Lorsqu’il n’y a aucun échange
élémentaire avec l’extérieur (système clos : pas de gain ni de perte des isotopes père
et fils), l’analyse de la quantité de père et de fils présents dans le minéral permet de
calculer le temps t écoulé depuis que le minéral analysé se comporte en système clos.
Dans certains cas, le minéral se comporte en système clos, pour un système isotopique
donné, dès sa cristallisation. Dans ce cas, le temps t mesuré par le radiochronomètre
correspond bien alors à l’âge de cristallisation du minéral (figure 4.7a). Cependant,
la déformation, la circulation de fluides, les processus de dissolution-recristallisation
Figure 4.7 – Principe de la géochronologie
a) Diagramme T-temps de deux roches métamorphiques ayant atteint leurs pics en
T au même temps (tPic), mais à des températures différentes. Les deux roches sont
datées en utilisant un même système isotopique sur un même minéral présent
dans les 2 roches. Si le système isotopique considéré est clos lorsque le minéral
cristallise (échantillon à basse température), on obtient alors l’âge de cristallisation
du minéral et l’âge du pic du métamorphisme. Si le système isotopique considéré
est ouvert lorsque le minéral cristallise (échantillon à haute température), et ne se
ferme qu’au cours du refroidissement de la roche, l’âge obtenu est alors un âge de
refroidissement (tRf).
b) L’utilisation de deux systèmes isotopiques aux fermetures différentes (Fi Ch)
permet, en théorie, de dater les différentes étapes de refroidissement d’une roche
et, ainsi, d’évaluer la vitesse de refroidissement qui n’est pas constante. Malheureusement, la fermeture isotopique d’un système dépend de nombreux facteurs :
déformation, circulation de fluides, température.
T
Age
Fermeture isotopique
tRf
tPic
Age
T
Fi Ch1
te2
te1
Fi Ch2
a
b
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conditions de surface. Ainsi, le trajet en boucle de cette figure est une hypothèse
raisonnable ; la détermination de points intermédiaires la validerait.
Un trajet PTt est tracé en interpolant les différents points dont on a évalué les
conditions PTt. Pour que ce trajet soit le plus précis possible, il est nécessaire d’avoir
le plus de points intermédiaires possibles et des valeurs de temps absolu.
La radiochronologie est basée sur des réactions nucléaires naturelles qui produisent
des isotopes « fils » par désintégration d’isotopes « père » radioactifs au cours du
temps. Les isotopes radioactifs, comme les isotopes non radioactifs, sont incorporés
dans la structure des minéraux au moment de leur cristallisation. Les isotopes fils
radiogéniques produits par la désintégration radioactive s’accumulent au cours du
temps dans la structure cristalline du minéral. Lorsqu’il n’y a aucun échange
élémentaire avec l’extérieur (système clos : pas de gain ni de perte des isotopes père
et fils), l’analyse de la quantité de père et de fils présents dans le minéral permet de
calculer le temps t écoulé depuis que le minéral analysé se comporte en système clos.
Dans certains cas, le minéral se comporte en système clos, pour un système isotopique
donné, dès sa cristallisation. Dans ce cas, le temps t mesuré par le radiochronomètre
correspond bien alors à l’âge de cristallisation du minéral (figure 4.7a). Cependant,
la déformation, la circulation de fluides, les processus de dissolution-recristallisation
Figure 4.7 – Principe de la géochronologie
a) Diagramme T-temps de deux roches métamorphiques ayant atteint leurs pics en
T au même temps (tPic), mais à des températures différentes. Les deux roches sont
datées en utilisant un même système isotopique sur un même minéral présent
dans les 2 roches. Si le système isotopique considéré est clos lorsque le minéral
cristallise (échantillon à basse température), on obtient alors l’âge de cristallisation
du minéral et l’âge du pic du métamorphisme. Si le système isotopique considéré
est ouvert lorsque le minéral cristallise (échantillon à haute température), et ne se
ferme qu’au cours du refroidissement de la roche, l’âge obtenu est alors un âge de
refroidissement (tRf).
b) L’utilisation de deux systèmes isotopiques aux fermetures différentes (Fi Ch)
permet, en théorie, de dater les différentes étapes de refroidissement d’une roche
et, ainsi, d’évaluer la vitesse de refroidissement qui n’est pas constante. Malheureusement, la fermeture isotopique d’un système dépend de nombreux facteurs :
déformation, circulation de fluides, température.
T
Age
Fermeture isotopique
tRf
tPic
Age
T
Fi Ch1
te2
te1
Fi Ch2
a
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