D6 Géochimie isotopique et géochronologie

Topique

La géochimie isotopique et la géochronologie utilisent la composition en isotopes radiogéniques, produits par la désintégration d'un autre isotope, et en isotopes radioactifs, encore en désintégration, présents dans les minéraux et les roches, pour déterminer l'âge de formation d'une roche, son histoire thermique, les processus pétrologiques qu'elle a subis et les circuits de fluides qui l'ont traversée. Les systèmes chronométriques les plus importants sont le système uranium-plomb, mesuré dans les zircons, qui permet de dater les roches d'un million à quatre milliards et demi d'années ; le système argon-argon, mesuré dans les feldspaths et les hornblendes, qui couvre une période allant de dix mille ans à quatre milliards d'années ; et le système uranium-thorium-hélium, mesuré dans l'apatite et les zircons, principalement utilisé pour reconstituer l'histoire thermique à basse température d'une roche.

La thermochronologie mesure précisément l'âge de fermeture de l'un de ces systèmes isotopiques, c'est-à-dire la température en dessous de laquelle un minéral conserve les produits radiogéniques qu'il a générés sans les perdre significativement par diffusion. L'apatite ferme son système hélium aux alentours de 70 °C et son système de traces de fission aux alentours de 110 °C, tandis que le zircon ferme son système uranium-plomb à une température beaucoup plus élevée, proche de 900 °C. En combinant plusieurs de ces systèmes, chacun ayant sa propre température de fermeture, il est possible de reconstituer l'évolution complète de la température au cours du temps d'une roche, une évolution qui reflète directement son histoire d'enfouissement et d'exhumation.

Contrairement aux isotopes radiogéniques, les isotopes stables de l'oxygène, du carbone et du soufre ne se désintègrent pas, mais leur fractionnement varie selon les phases à l'équilibre thermodynamique. Ce fractionnement dépend directement de la température : plus la température d'équilibre est élevée, plus le fractionnement entre les phases est faible. Ceci nous permet d'utiliser la composition isotopique mesurée aujourd'hui comme un paléothermomètre capable de reconstituer les températures passées.

Les isotopes cosmogéniques, tels que le béryllium-10, l'aluminium-26 et le chlore-36, sont produits directement à la surface de la roche par l'action des rayons cosmiques, et leur accumulation nous permet de dater la durée d'exposition d'une surface géomorphologique, telle qu'une moraine glaciaire ou un escarpement de faille, avec une précision de cinq à dix pour cent, complétant ainsi, avec les systèmes chronométriques radiogéniques et les isotopes stables décrits ci-dessus, l'ensemble des outils avec lesquels la géochimie isotopique reconstitue l'âge et l'histoire thermique d'une roche.

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