1 La datation radiomètrique : principes et

Theunissen – M2DSGA – 2006-2007 - Synthèse bibliographique
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SOMMAIRE
SOMMAIRE ............................................................................................................................. 1
INTRODUTION : Etudes microstructurales, déformation et géochronologie ......................... 2
1 La datation radiomètrique : principes et méthodes ................................................................ 3
1.1 Notions de base ............................................................................................................... 3
1.2 Principes de datation avec le couple Rb/Sr ..................................................................... 3
1.3 Température de blocage .................................................................................................. 4
1.4 Principes de datation avec le couple K/Ar ...................................................................... 5
1.5 Déformation et circulation de fluides.............................................................................. 5
2 La datation radiomètrique des déformations : techniques et méthodologie........................... 6
2.1 La méthode...................................................................................................................... 7
2.2 L’étude texturale et structurale........................................................................................ 7
2.3 Datation de la déformation.............................................................................................. 7
2.3.1 L’âge d’une déformation à partir de l’analyse des minéraux synchrones............... 8
2.3.1.1 Déterminer l’âge du jeu d’une faille ..................................................................... 8
2.3.1.2 Déterminer l’âge des roches de hautes pression ................................................ 10
2.3.2 Déterminer la vitesse de déformation .................................................................... 10
2.3.2.1 Déterminer un taux de déformation .................................................................... 10
3 Contraindre les déformations dans le temps : discussions et améliorations futures ............ 12
2.3.1 Datation
87
Rb/
87
Sr .................................................................................................. 12
2.3.2 Datation
40
Ar/
39
Ar .................................................................................................. 12
2.3.3 Datation U-Th-Pb .................................................................................................. 13
2.3.4 Datation Sm/Nd et Lu/Hf........................................................................................ 13
2.3.5 Discussion .............................................................................................................. 13
CONCLUSION : Implications futures des nouvelles méthodes............................................. 15
BIBLIOGRAPHIE .................................................................................................................. 16
Sites WEB ............................................................................................................................... 18
ANNEXES .............................................................................................................................. 19
ANNEXE 1 : Principe de la radiochronologie .................................................................... 19
ANNEXE 2 : Principales techniques utilisées en géochronologie...................................... 20
ANNEXE 3 : Vue d’ensemble des méthodes faisant le lien entre géochronologie, texture et
géochronologie.................................................................................................................... 21
ANNEXE 4 : Protocole Micro échantillonnage et datation Rb/Sr (inspiré d’après Müller et
al., mai 2000)....................................................................................................................... 22
ABSTRACT.............................................................................................................................. 0
RESUME................................................................................................................................... 0

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INTRODUTION : Etudes microstructurales, déformation
et géochronologie
Le temps est le paramètre le plus important de la géologie. Associé aux autres paramètres que sont
la pétrologie des roches, la pression et la température, ils permettent de caractériser les processus géologiques en
terme d’âge, de durée et de vitesse des phénomènes. La géochronologie a pour but d’attribuer un âge à un objet
(datation absolue). Le géologue a pour travail d’interpréter cet âge afin de pouvoir l’utiliser dans une démarche
de compréhension et de caractérisation d’un phénomène géologique.
Pour cela il faut avoir conscience de la méthode et de la technique mises en jeu dans la mesure de
ces âges afin de pouvoir en attribuer une réelle valeur géologique. La datation absolue des roches utilise la
radioactivité principalement. La géochronologie utilise donc la désintégration radioactive pour estimer l’âge
d’un objet. Cet objet peut être une roche entière, un minéral et même de nos jours une fraction d’un minéral. Le
problème de la datation géochronologique est la connaissance des échanges des éléments chimiques entre l’objet
étudié et l’extérieur en fonction des paramètres de pression, température, présence de fluides et déformation. En
effet, il est possible de déterminer un âge seulement si l’objet est resté fermé pour l’un des deux éléments du
couple père/fils.
La géochronologie doit donc connaître les caractéristiques (t1/2, conditions de migration,
minéraux d’accueil…) de tous les éléments radioactifs utilisables et connaître les conditions de formations et
d’échanges d’éléments chimiques des minéraux utilisés pour la datation.
Quand il s’agit de roches magmatiques, la datation est aisée et tiens compte du principe de
température de fermeture. Par contre, cette seule notion ne suffit plus quand il s’agit de préciser l’âge, la durée
et les vitesses de déformation dans les roches métamorphiques. En effet, les principales roches que l’on trouve
sur les continents sont en majorités des roches métamorphiques souvent déformées.
Cette déformation à l’intérieur de la croûte terrestre est souvent localisée dans les zones de
cisaillement et elle est caractérisée par des assemblages de roches typiques telles les mylonites dans la croûte
supérieure cassante. Ceux-ci permettent de connaître les conditions de pression, de température, le sens de
déplacement et parfois le taux de contraintes accumulées mais il n’est pas possible d’établir l’évolution
temporelle des zones cisaillantes.
La connaissance des assemblages minéralogiques à l’équilibre, des conditions pression
température, des échanges chimiques, de la présence de fluides et de la déformation permet de choisir avec soins
les parties microscopiques des minéraux à analyser pour permettre de dater la déformation dans ces zones. Ces
nouvelles méthodes nécessitent donc une étude texturale et une étude pétrologique des roches métamorphiques
précises mais aussi et des techniques d’analyses de micro - échantillons ne contenant que des masses très faibles
des éléments chimiques père - fils étudiés. Les avancées récentes de la géochronologie et de l’étude
microstructurale permettent de dater des microstructures et donc d’en déduire des vitesses de déformation.
Comment sont réalisées ces analyses ? Quelles sont les limites de ces nouvelles méthodes ? Quelles sont les
implications futures de ces méthodes et techniques de datation ?
Dans un premier temps, il sera fait un rappel sur le principe de la datation absolue, les techniques
nécessaires aux mesures afin de dégager l’état des connaissances au moment de l’évolution actuelle des
techniques et des méthodes. Ensuite, à partir d’exemples, nous expliciterons le principe actuel de datation des
déformations. Enfin, nous discuterons de ces méthodes et aborderons les améliorations à apporter en lien avec
chaque couple isotopique utilisé puis nous conclurons sur les implications futures de ces avancées récentes en
géochronologie.
Mots clés : géochronologie, datation absolue, déformation, méthodes, techniques.

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1 La datation radiomètrique : principes et méthodes
1.1 Notions de base
La géochronologie absolue permet de donner un âge absolu à un objet dont la nature est à préciser
selon les situations : il peut s’agir d’un minéral, d’un fragment de minéral ou d’un fragment de roche.
La datation absolue repose sur l’utilisation des éléments radioactifs qui ont la caractéristique de se
désintégrer à une certaine vitesse en fonction du temps, c’est pourquoi on parle aussi de radiochronologie. Parmi
les éléments radioactifs utilisés pour la datation, on peut citer, pour les plus couramment utilisés, les isotopes
14
C,
235
U,
238
U,
232
Th,
147
Sm,
87
Rb,
40
K et
176
Lu qui se désintègrent respectivement en
14
N,
207
Pb,
206
Pb,
208
Pb,
143
Nd,
87
Sr,
40
Ar et
176
Hf. L’élément radioactif subit une décroissance radioactive en fonction du temps selon la
formule
[
]
[
]
0
.
t
P P e
λ
−
= (Annexe 1). Chaque élément radioactif est caractérisé par sa période de demi-vie, sa
constante de désintégration et son type de désintégration (Annexe 1). Un point important de la radiochronologie
est que la désintégration radioactive est considérée comme étant un processus physique stationnaire donc
indépendant du temps.
Couples
isotopiques
Type de
désintégration * λ (Ga
-1
) T
1/2
(Ga)
87
Rb/
87
Sr β- 0,0142 48,8
147
Sm/
143
Nd α 0,00654 106
176
Lu/
176
Hf β 0,0187 37,2
235
U/
205
Pb
Chaîne de désintégration
0,985 0,704
238
U/
206
Pb
Chaîne de désintégration
0,155 4,46
232
Th/
208
Pb
Chaîne de désintégration
0,049 14
40
K/
40
Ar
Capture électronique
0,555 1,25
Tableau 1 : Caractéristiques des principaux couples isotopiques utilisés (….,19…)
Que mesure t’on pour obtenir un âge ?Le principe est de mesurer la concentration de l’élément
radioactif et de supposer connaître la concentration initiale de notre élément dans l’échantillon étudié. Le
premier à avoir utilisé ces propriétés de décroissance radioactive fut Rutherford (1905, 1906). Il présenta à la
Royal Academy of Sciences une note où il donnait un âge de 500 Ma à une uraninite (une roche riche en oxydes
d’uranium) en mesurant la quantité d’hélium qu’elle contenait. L’un des problèmes réside sur la connaissance
des concentrations initiales de l’élément radioactif utilisé dans la méthode de datation. Nous verrons comment
ce problème est contourné à travers plusieurs méthodes.
Mais les problèmes sont nombreux, citons d’abord la précision des mesures de concentration. Celles-ci
résident sur les techniques de mesure des masses isotopiques. Avec le développement des sciences nucléaires et
l’invention en 1950 du spectrophotomètre de masse, les mesures ont été rendues fiables et c’est alors que les
datations absolues en géologie ont été envisageables.
En outre la signification de la concentration mesurée actuelle n’est jamais évidente. Si l’échantillon
daté n’a jamais été ouvert, c'est-à-dire qu’il n’a pas connu d’échanges d’éléments chimiques, alors cette
concentration est le reflet de l’âge de cet échantillon depuis sa fermeture. Enfin, il faut se poser la question à
quel phénomène géologique est associé la fermeture de l’échantillon.
Ces réflexions initiales seront tour à tour étudiées dans le cas de différentes méthodes de datations.
Nous verrons qu’il est possible de dater des phénomènes avec une certaine précision mais aussi qu’il est
possible d’établir des âges intermédiaires au sein d’une même roche ou au sein d’un même échantillon par
l’amélioration des techniques de mesure des concentrations. Cela permet alors de dater des durées de
phénomènes géologiques subies par une roche au cours de sa vie entre autres des épisodes de déformation.
1.2 Principes de datation avec le couple Rb/Sr
Le Rubidium 87 se désintègre en Samarium 87 selon une radioactivité β-.
87 87 0
37 38 1
Rb Sr e e
−
−
→ + = .
Pour s’affranchir des concentrations initiales et de l’interférence de masse 87, on utilise la méthode des
isochrones en utilisant la formule :
87
87 87
0
86 86 86
( 1)
t
actuel
mesuré mesuré
Sr
Sr Rb e
Sr Sr Sr
λ
= + −
(Annexe1).

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On s’affranchit alors des conditions initiales en faisant plusieurs mesures sur la même roche ou le
même échantillon. Cela est possible puisque le taux de
87
Rb initial n’est pas réparti uniformément dans tout
l’objet d’étude et que le rapport
87
0
86
actuel
Sr
Sr
est supposé constant quelque soit l’endroit. En effet, le
86
Sr a les
même propriétés chimiques que le
87
Sr et leur différence de masse ne provoque pas ou peu de fractionnement
isotopique. Donc l’hypothèse est que si
87
Sr a subit des migrations ou des réactions alors
86
Sr aussi de ce fait le
rapport reste le même quelque soit le lieu de l’objet étudié. Cette méthode s’appelle la méthode des isochrones.
Le problème essentiel est de savoir si le système est resté fermé ou non. Dans le cas général, une roche
a subit une réouverture permettant la libre circulation du Sr et du Rb. Mais ce qui est nécessaire de savoir c’est
si la réouverture s’est faîte à l’échelle de la roche ou bien si celle-ci c’est ouvert avec le milieu extérieur. Aussi,
il faut savoir si la réouverture a permis un rééquilibrage parfait des rapports
87
86
Sr
Sr
dans tout l’objet d’étude.
Le phénomène géologique daté doit avoir équilibré tous les objets analysés. Enfin, le cas général est une
multitude de réouverture en fonction du temps.
Quand les réouvertures successives n’ont atteint que la roche à l’échelle minérale et qu’il n’y a pas eu
de fuites externes alors on peut mesurer un âge sur roche totale en prélevant des échantillons de taille suffisante
pour faire abstraction des réouvertures. On date alors la première fermeture qui peut correspondre à l’âge de
formation de la roche abstraction faîte de la durée du processus à l’origine de la formation de cette roche. Ce
travail a été effectué sur le gneiss d’Amitsoq au Groenland, les échantillons de roche totale sont alignés sur une
droite. L’analyse des différents minéraux a donnée des points qui ne s’alignaient pas sur la droite. Un âge a été
obtenu pour la roche totale de 3660+/-99Ma.
Quand une roche n’a pas subit de réouverture alors les analyses sur roche totale et sur les minéraux
s’alignent sur la même droite. C’est le résultat obtenu sur la datation du Grand Dyke du Zimbabwe. L’âge
obtenu pour cette roche a été de 2514+/-16Ma.
Ces deux exemples mettent aussi en évidence un autre point important. La datation des roches
magmatiques, quand celles-ci n’ont pas subit de transformations métamorphiques ou de déformations associées
à des circulations de fluides, est tout à fait fiable à toutes les échelles. Elle fournit alors un âge sûr de la
formation de la roche. On rentre alors au cœur du sujet, peut-on de façon fiable dater des roches
métamorphiques déformées ? A quoi correspond l’âge obtenu sur roche totale ou sur les minéraux ? Peut-on
dater des épisodes de déformation au sein d’une zone de cisaillement par exemple dans la croûte supérieure
cassante ? Peut-on dater des déformations dans des roches ductiles de la croûte inférieure ?
1.3 Température de blocage
La fermeture isotopique d'un système, par définition, a lieu lorsqu’un minéral ne présente plus
d’échanges isotopiques avec les minéraux environnants. Emilie Jäger et al. (1967) ont travaillés sur les roches
métamorphiques paléozoïques des Alpes Centrales afin de dater le métamorphisme Lépontin. Ils ont déterminés
un âge sur roche totale sur trois roches (Croppo, Beura et Gantergneiss) du massif d’environ 375Ma puis ils ont
réalisés le même travail sur les minéraux sur chacune des trois roches en utilisant les couples de minéraux
feldspaths-muscovite et felspaths-biotite. Ils ont alors découvert que les biotites donnent un âge
systématiquement plus vieux que les muscovites. Ils en ont alors déduit que la muscovite et la biotite ne
formaient pas de système clos à la même température pour le couple Rb/Sr. Dans l’idée de caractériser ce
processus de fermeture isotopique, Jaeger et al. (1967) ont donc introduit le concept de température de blocage,
modifié par Dodson (1973) en température de fermeture (closure temperature: tc). En essence, la température de
fermeture d’un système géochronologique peut être définie comme la température spécifique en dessous de
laquelle la composition isotopique d’un minéral n’est plus modifiée. Depuis 1967, la température est considérée
comme le paramètre limitant la diffusion isotopique.
Ainsi, selon le couple de radio-isotopes utilisé et selon les minéraux analysés ont date, en fait, le temps
qui sépare la roche d’une température donnée.
L’explication physique de cette température de blocage est la considération des migrations possibles
des éléments au sein des réseaux cristallins. La migration se fait par diffusion en absence de déformation. La
diffusion à l’état solide est un processus thermiquement contrôlé selon une loi d’Arrhenius :
0
.
E
RT
D D e
−
= .