vignette|Image MEB - CL d'un grain détritique de zircon. Lors d'une datation par les traces de fission, la température de fermeture du zircon est d'environ 205°C. Un âge de de 300 Ma signifie alors que le grain est à une température inférieure à 205°C depuis 300 millions d'années (et était à une température supérieure auparavant). En géochronologie isotopique, la température de fermeture correspond à la température d'un système (généralement un minéral), au moment correspondant à son âge radiométrique. En termes physiques, la température de fermeture est la température à laquelle un système a refroidi suffisamment pour qu'il n'y ait plus de diffusion significative des isotopes pères et fils hors du système. Concrètement, si un minéral est daté de 500 Ma par une méthode dont la température de fermeture est X°C, cela signifie que le minéral était à X°C il y a 500 Ma et à une température supérieure auparavant.
Histoire La formulation mathématique initiale du concept a été présenté en 1973 dans un article de Martin H. Dodson, « Closure Temperature in Cooling Geochronological and Petrological Systems » (« La Température de fermeture lors du refroidissement de systèmes géochronologiques et pétrographiques ») dans le journal Contributions to Mineralogy and Petrology. Les principes présentés ont été précisés dans les années suivantes pour obtenir une formulation expérimentale utilisable par d'autres scientifiques. Cette température varie largement entre les différents minéraux et diffère également en fonction des isotopes pères et fils utilisésEarth: a Portrait of a Planet Glossary W.W. Norton & Company . Il est spécifique à chaque minéral et chaque système isotopiqueRollinson, 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation Longman Scientific & Technical. .
Valeurs et systèmes isotopiques Les éléments suivants sont les valeurs approximatives des températures de fermetures de certains minéraux répertoriés par système isotopique. Ces valeurs ne sont que des approximations. De meilleures valeurs de températures de fermetures peuvent être obtenues avec une connaissance des conditions de pression ou de morphologie des populations de grains.
Système Potassium Argon (K-Ar) MinéralTempérature de fermetureHornblende530 ± 40°CMuscovite~ 350 °CBiotite280 ± 40 °C
Système Uranium-plomb (U-Pb) MinéralTempérature de fermetureTitanite600 - 650 °CRutile400 - 450 °CApatite450 - 500 °CZircon>1000 °CMonazite>1000 °C
Système U-Th/He vignette|Cas de l’He au sein d’une apatite pour les systèmes U-Th/He: la température de fermeture est de l’ordre de 70-75°C. A cette température, la fraction d’He émise et qui reste dans l’apatite est équivalente à celle perdue. La zone grisée montre la zone de rétention partielle (ZRP) correspondant à la zone de température pour laquelle la rétention de l’He est comprise entre 10 et 90% (Guillaume, 2008). La rétention de l'hélium dans les minéraux n'est pas liée à une température unique mais à une « gamme de températures formant la zone de rétention partielle (ZRP) qui dépend de l'histoire thermique et de la taille du cristal ». La température de fermeture correspond alors à une température où la fraction d'hélium émise demeurant dans le cristal est la même que celle qui est perdue. On considère que « Pour des températures supérieures à ~70-75°C, la diffusion au sein du minéral élimine l’He aussi rapidement qu’il est produit par désintégration d’U et de T ». MinéralTempérature de fermetureApatite~ 70°C / 67.5 ± 12.5°C
Traces de fission +MinéralTempérature de fermetureApatite~ 120 °C/ 110 ± 40°CZircon205 ± 18 °CTitanite~250 °C
Références
Catégorie:Datation radiométrique