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Rubrique géosciences [annexe de "Géologie & Alpes"]

5) Stabilité thermique des traces et significations des âges trace de fission

II.1.5. Stabilité thermique des traces et significations des âges trace de fission

 

Les âges TF sont différents (plus récents dans la plupart des cas) que les âges obtenus par d’autres méthodes radiogéniques. Ce « rajeunissement » est lié à l’action de la température. Etant donné que la température augmente avec la profondeur, l’âge apporte ainsi des informations sur l’exhumation des roches c'est-à-dire la détermination du taux moyen de remonter de la roche depuis de faibles profondeurs (< 4000 m) dans le cas d’un système à l’équilibre. L’âge TF représente très rarement l’âge absolu de la roche. Plus l’âge TF d’une roche est ancienne, plus cette roche a subi une phase d’exhumation précoce. L’âge TF d’une roche intègre les événements thermiques subis par cette dernière au cours de son histoire (Wagner, 1981). En complément de l’âge TF, l’analyse statistique de la distribution des longueurs de traces permet de reconstituer, de manière continue, la chronologie d’une histoire thermique linéaire ou polyphasée (Gallagher et al., 1998). L’ensemble des informations géologiques qui est contenu dans ces longueurs de traces n’est pas livré par le seul calcul de l’âge TF décrit plus haut.

 

Lors de la fission spontanée, les fragments de fission parcourent une certaine distance dans le réseau cristallin. Cette distance de parcours dépend de l’énergie Ec et de l’espèce minérale. Par conséquent, les traces spontanées sont considérées comme ayant une longueur initiale constante de 15±1 µm (Gleadow et al., 1986).

 

La datation de cristaux d’apatite, prélevés dans des forages pétroliers, a montré que la température (répartie autour d’une valeur) est le principal facteur générant l’instabilité des traces de fission fossiles (Fleischer et al., 1975). Le réseau cristallin désorganisé par le passage des fragments de fission possède la capacité de se réorganiser de manière spontanée et instantanément à l’échelle des temps géologiques sous l’effet de la température (restauration du réseau cristallin par diffusion intracristalline). En effet, à partir d’un seuil de température, le réseau cristallin se réorganise progressivement produisant une diminution de la longueur des traces jusqu’à leur disparition. Ce raccourcissement est dépendant de la durée de résidence dans une gamme de températures donnée. Les traces de fission sont préservées dans la structure cristalline en dessous d’une température seuil. Cette longueur initiale va varier entre 0 et 15 µm en fonction de la température.

La longueur des traces est directement contrôlée par la vitesse de remontée (ou d’enfouissement) de la roche. Cette vitesse est dépendante du temps de résidence de la roche à différents paliers de températures, elle-même reliée à la profondeur d’enfouissement. Il est ainsi possible d’interpréter plus en détail un âge TF, en terme de message géologique, grâce à l’examen de la distribution statistique des longueurs de traces confinées pour chaque échantillon.

 

II.1.5.1. Zones de stabilité des traces

 

La vitesse d’effacement des traces dépend de plusieurs paramètres notamment de l’évolution thermique de la roche, mais également de l’axe cristallographique (Laslett et al., 1984) ou encore le rapport Cl/F des apatites (Green et al., 1985).

 

La longueur des traces varie selon un intervalle de températures. Il est ainsi possible d’introduire le concept de zone dite de rétention partielle des traces de fission (Green et al., 1989 ; Gallagher et al., 1998 ; Fig. 22). Les extrema thermiques de la zone de rétention partielle, compris entre 60 et 110°C, sont bien contraintes pour l’apatite (Gleadow et Duddy, 1981 ; Green et al., 1989). Par conséquent, si un évènement thermique de refroidissement a eu lieu pour des températures inférieures à 110±10°C, il sera possible de reconnaître les traces fossiles enregistrées antérieurement et postérieurement à l’événement grâce à leur longueur. La longueur de la trace peut être réduite par l’augmentation de la température ou la diminution de la vitesse (ou durée) de transit dans la zone de rétention partielle lors d’une exhumation (Carter et Gallagher, 2004).

 

En partant de la surface, trois domaines de stabilité thermique des traces de fission sont définis pour l’apatite (Fig. 22) (Wagner et Storzer, 1972 ; Gallagher et al., 1998).

 

-                      Zone de rétention totale ZST (I). Cette dernière couvre un champ de températures depuis la surface (affleurement) jusqu’à l’isotherme 60°C. A ce niveau, la stabilité du réseau cristallin est grande et permet l’enregistrement et la conservation complète de toutes les traces (Fitzgerald et Gleadow, 1990). Les traces possèdent leur longueur maximale. L’influence de la température en base du domaine sur les traces est toutefois possible mais extrêmement ténue (Carter et Gallagher, 2004).

 

-                      Zone de rétention partielle ZRP (II). Le réseau cristallin amorce une réorganisation mais de manière incomplète au niveau des traces. Celles-ci sont encore identifiables (cicatrisation ou recuit partiel). Le réseau cristallin conserve les traces générées mais sont néanmoins raccourcies au cours du temps. Pour les apatites la ZRP se situe entre 60°C et 110°C (Wagner et Van den Haute, 1992). Pour une durée de résidence prolongée dans cette zone, les traces seront d’autant plus courtes. Ce constat est d’autant plus vrai en base de ce domaine.

 

-                      Zone de non rétention ZNR (III). C’est une zone d’instabilité totale où la température est supérieure à 110±10°C et correspond à un domaine de comportement élastique du réseau cristallin. Les traces dans cette zone ne sont pas stables et leur durée d’existence est très brève en raison de la réorganisation rapide du réseau cristallin. L’effacement des traces fossiles est complet et correspond au recuit ou à la remise à zéro du chronothermomètre défini par les traces.

 

Fig22.jpg

 

 

Les températures limites caractérisant les trois zones de stabilité des traces peuvent varier selon le temps de résidence de l’apatite à une température donnée, selon le taux de refroidissement/réchauffement et également selon la nature des cristaux. Le concept de la ZRP est illustré sous sa forme simplifiée (Fig. 22).

 

II.1.5.2. Distribution et interprétation des longueurs de traces confinées

 

Les deux paramètres principaux qui contrôlent la cinétique de cicatrisation des traces (dont la longueur est un indicateur de l’histoire thermique) sont la température et le temps.

 

La cinétique de cicatrisation des traces est anisotrope. Les traces orientées selon un angle élevé ont une cinétique de cicatrisation plus rapide que les traces parallèles à l’axe c. Cette anisotropie augmente avec le degré de cicatrisation des traces (Laslett et al., 1984; Green et al., 1986 ; Donelick et al., 1990; Galbraith et al., 1990 ; Donelick, 1991 et Donelick et al., 1999). Afin de corriger l’influence de l’anisotropie des longueurs de traces présentes dans l’apatite (Carlson et al., 1999), l’angle des traces confinées par rapport à la direction de l’axe c est prise en compte. La normalisation des angles de projection des traces par rapport à l’axe c améliore chaque aspect de la reproductibilité de mesure de longueurs (Ketcham et al., 2006). La normalisation accélère la convergence de la moyenne des longueurs dans des analyses simples, augmente la cohérence (reproductivité) parmi les mesures effectuées par un analyste et augmente également la cohérence des mesures sur des mêmes supports effectuées par des analystes différents. Normalisées, les longueurs des traces augmentent aussi la concordance de la prédiction des histoires géologiques (Ketcham et al., 2006).

 

L’examen de la distribution des longueurs de traces confinées, couplé avec l’âge apparent du cristal, permet d’interpréter et de modéliser chronologiquement les différents épisodes thermiques que les apatites ont subi au cours de leur histoire depuis le dernier refroidissement en dessous de 110±10°C.

La signification des différentes classes de longueurs des traces observées dans les cristaux d’apatite est comprise depuis une vingtaine d’années (Gleadow et al., 1986). L’écart-type de la longueur des traces augmente avec l’accroissement de la température (Green et al., 1989 ; Green, 1992 ; Gallagher et al., 1998 : Fig. 23). L’évolution des longueurs de traces est un processus non linéaire mais des modèles numériques permettent d’évaluer le chemin temps-température et nous renseigne sur l’histoire thermique des échantillons.

 

Fig23.jpg

 

 

La longueur moyenne et la distribution des traces confinées renseignent sur l’histoire thermique. La distribution des longueurs, matérialisée par des géométries d’histogrammes caractéristiques (gaussienne symétrique, asymétrique, bimodale), permet de définir trois modèles thermiques types (Gleadow et Brown, 2000).

 

-                      Le scénario I (Fig. 24A1) exprime le cas de roches qui ont subi un refroidissement très rapide, synonyme d’une exhumation brutale tels que le fonctionnement d’une faille ou une orogenèse. La distribution des longueurs de traces présente un écart-type étroit (≤ à 1 µm) et forme une courbe unimodale. La longueur moyenne est majoritairement comprise entre 13 et 14 µm (Fig. 24A2). Dans cette situation, la grande majorité des traces se forme à une température inférieure à 60°C. Le scénario démontre un temps de résidence très court dans la zone de rétention partielle.

 

-                      Le scénario II (Fig. 24B1) démontre le cas d’une diminution progressive de la température induisant un refroidissement linéaire suite à une érosion à taux constant. La dispersion des longueurs de traces évolue entre 5 et 15 µm. L’écart-type est supérieur à 1 µm et peut atteindre 2 µm selon le taux de refroidissement et le temps de résidence (plus long que dans le cas précédent) dans la zone partielle de rétention. La longueur moyenne dominante est de l’ordre de 12 à 13 µm (Fig. 24B2). L’histogramme de distribution des longueurs suit une courbe gaussienne asymétrique aplatie comprenant des longueurs de traces courtes. La forme de cette distribution est liée au fait que les traces de fission se forment en continu et sont partiellement cicatrisées.

-                      Le scénario III (Fig. 24C1) représente un parcours plus complexe de la roche avec une phase d’enfouissement. Cette évolution discontinue de la température implique une distribution bimodale de la population de traces dont l’écart-type peut atteindre 3 µm et fait ressortir deux pics de longueur de traces calés autour de 9 µm et 15 µm (Fig. 24C2). La distribution des longueurs est caractéristique de deux épisodes de refroidissement et d’une augmentation de la température intermédiaire. L’augmentation de la température  implique le retour des roches dans la zone de rétention partielle et provoque le raccourcissement des traces. Les traces formées après l’événement thermique, c'est-à-dire lors du refroidissement final, sont plus longues (Fig. 24E). Cela implique l’enregistrement de deux populations de longueur de traces au sein du cristal.

 

Ces trois cas de figures sont des scénarii types. Dans de nombreuses situations, l’obtention des distributions de longueurs de trace n’est pas toujours aussi caractéristique. Il existe de nombreux cas intermédiaires.

 

Fig24.jpg

 

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