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4.3 • Trajets PTt et chronologie
ou une température élevée peuvent favoriser les échanges chimiques avec l’extérieur
après la cristallisation (Villa, 1998). Dans ces conditions, les éléments chimiques
peuvent être mobiles à l’état solide à l’échelle du minéral ou de la roche et le
système est alors maintenu ouvert. L’âge calculé dans ce cas correspond au temps t
écoulé depuis la fin de l’événement perturbateur, c’est-à-dire depuis le moment où il
n’y a plus d’échange isotopique avec l’extérieur, moment de la fermeture isotopique
du système. Ce n’est donc pas l’âge de cristallisation du minéral, mais le temps passé
depuis que celui-ci n’échange plus avec l’extérieur (figure 4.7a). Si la déformation
et la circulation de fluides n’interviennent pas, le paramètre contrôlant la fermeture
isotopique est la température. L’application du géochronomètre permet donc d’obtenir
dans ce cas un âge de refroidissement en deçà de la température de fermeture du
système isotopique. On comprend l’intérêt d’une analyse ponctuelle du minéral
chronomètre en position pétrographique afin de définir précisément l’événement
géologique qui contrôle la fermeture isotopique.
La fermeture du système isotopique dépend du système isotopique choisi et du
minéral considéré (figure 4.7b). En utilisant plusieurs géochronomètres dans une même
roche ou plusieurs roches d’une même formation dont on suppose qu’elles ont eu le
même trajet PTt, il est ainsi possible, théoriquement, de dater précisément les événements métamorphiques successifs de la roche ou de la formation (figure 4.8a). Si le
lien entre T et P est connu, c’est également la vitesse d’exhumation que l’on peut
mesurer (figure 4.8b). On remarque que l’on ne date que le trajet rétrograde.
Figure 4.8 – Age de refroidissement et d’exhumation
dans la zone de Sésia-Lanzo (Alpes Italiennes).
a) Le trajet de refroidissement est obtenu en utilisant plusieurs géochronomètres
aux fermetures isotopiques différentes. On fait l’hypothèse que seule la T contrôle
la fermeture isotopique.
b) Le trajet profondeur-temps est déduit du précédent si l’on connaît la relation
entre la T et la pression, c’est-à-dire les paramètres P-T du trajet PTt.
Lu : lutétium, Hf : hafnium, Rb : rubidium, Sr : strontium, Ar : argon, TF : traces de
fission. (S. Duchêne, http://www.geologie.uhp-nancy.fr/Duchene/FicheThermochronologie.htm).
600
400
200
Age (Ma)
T˚C
60
40
20
10
30
50
70
Age (Ma)
profondeur (km)
10
30
50
70
Lu-Hf Grenat
Rb/Sr Mica blanc
Ar/Ar Mica blanc
Rb/Sr Biotite
TF Zircon
TF Apatite
a
b
9782100522682-Nicollet.fm Page 57 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16
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4.3 • Trajets PTt et chronologie
ou une température élevée peuvent favoriser les échanges chimiques avec l’extérieur
après la cristallisation (Villa, 1998). Dans ces conditions, les éléments chimiques
peuvent être mobiles à l’état solide à l’échelle du minéral ou de la roche et le
système est alors maintenu ouvert. L’âge calculé dans ce cas correspond au temps t
écoulé depuis la fin de l’événement perturbateur, c’est-à-dire depuis le moment où il
n’y a plus d’échange isotopique avec l’extérieur, moment de la fermeture isotopique
du système. Ce n’est donc pas l’âge de cristallisation du minéral, mais le temps passé
depuis que celui-ci n’échange plus avec l’extérieur (figure 4.7a). Si la déformation
et la circulation de fluides n’interviennent pas, le paramètre contrôlant la fermeture
isotopique est la température. L’application du géochronomètre permet donc d’obtenir
dans ce cas un âge de refroidissement en deçà de la température de fermeture du
système isotopique. On comprend l’intérêt d’une analyse ponctuelle du minéral
chronomètre en position pétrographique afin de définir précisément l’événement
géologique qui contrôle la fermeture isotopique.
La fermeture du système isotopique dépend du système isotopique choisi et du
minéral considéré (figure 4.7b). En utilisant plusieurs géochronomètres dans une même
roche ou plusieurs roches d’une même formation dont on suppose qu’elles ont eu le
même trajet PTt, il est ainsi possible, théoriquement, de dater précisément les événements métamorphiques successifs de la roche ou de la formation (figure 4.8a). Si le
lien entre T et P est connu, c’est également la vitesse d’exhumation que l’on peut
mesurer (figure 4.8b). On remarque que l’on ne date que le trajet rétrograde.
Figure 4.8 – Age de refroidissement et d’exhumation
dans la zone de Sésia-Lanzo (Alpes Italiennes).
a) Le trajet de refroidissement est obtenu en utilisant plusieurs géochronomètres
aux fermetures isotopiques différentes. On fait l’hypothèse que seule la T contrôle
la fermeture isotopique.
b) Le trajet profondeur-temps est déduit du précédent si l’on connaît la relation
entre la T et la pression, c’est-à-dire les paramètres P-T du trajet PTt.
Lu : lutétium, Hf : hafnium, Rb : rubidium, Sr : strontium, Ar : argon, TF : traces de
fission. (S. Duchêne, http://www.geologie.uhp-nancy.fr/Duchene/FicheThermochronologie.htm).
600
400
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Age (Ma)
T˚C
60
40
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Age (Ma)
profondeur (km)
10
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Lu-Hf Grenat
Rb/Sr Mica blanc
Ar/Ar Mica blanc
Rb/Sr Biotite
TF Zircon
TF Apatite
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