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- mon père Alpha SAGNA (Bignona)<br />
- mon oncle Soryba DlEDHIOU (Ziguinchor)<br />
- mes frères et sœurs (au Sénégal)<br />
Je dédie cette thèse à:<br />
- mon cousin Lamine DIEDHIOU dit "Gango" (Dakar)<br />
- mon ami Abdou GOUDIABY (à Sevran Beaudotes, Paris)<br />
- et enfin à Banna DJIBA (Dakar)
Remerciements ",<br />
Au terme de mes études de géochimie fondamentale à l'I.P.G. de Paris et<br />
de géochronologie à l'1.P.G. de Strasbourg, j'adresse mes remerciements:<br />
- au Professeur Claude ALLEGRE (I.P.G. de Paris) qui m'a accueilli dans<br />
son laboratoire et permis de réaliser la première partie de ce travail. Mon<br />
séjour de trois ans dans son laboratoire a été déterminant pour l'orientation<br />
de mes recherches, je lui suis reconnaissant pour son enseignement et ses<br />
services.<br />
- au Physicien Thomas STAUDACHER pour m'avoir appris, dans ce<br />
laboratoire, à utiliser le spectromètre de masse à gaz et à mener le travail de<br />
recherche. Notre amitié et la disponibilité qu'il a accordée pour me donner<br />
des conseils et des enseignements ont été d'un grand intérêt pour moi.<br />
- à mon ami Philippe SARDA qui m'a beaucoup appris la géochimie et<br />
l'informatique; de plus, c'est lui qui a ramené les échantillons d'une mission<br />
sur un navire océanographique soviétique, 1'
Mon ami René BOUTIN (I.P.G. de Strasbourg) trouvera dans ce mémoire<br />
ma reconnaissance pour son concours sur le plan informatique et de façon<br />
générale.<br />
Ce serait l'occasion pour moi de dire ma reconnaissance au Physicien<br />
Bernard DUPRE (I.P.G. de Paris) qui m'a apporté un grand soutien lors de mon<br />
séjour dans ce centre.<br />
Je tiens à exprimer ma gratitude à tout le personnel de l'Institut de<br />
Physique du Globe de Strasbourg qui m'a beaucoup soutenu et l'équipe de<br />
l'Institut de Géologie de Strasbourg (R. ROUAULT, J. SAMUEL, I. BALOUKA, P.<br />
STAUB et Y. BESNUS) pour m'avoir aider à mesurer le potassium avec le<br />
spectrophotomètre de flamme de leur laboratoire.<br />
Je n'oublierai pas Roland GROHENS, ]. D. TISSOT et Raymond JOCHEM<br />
pour leurs services.<br />
A mes amis Cheikh faty FAYE, Charlemagne SAGNA, Boucar DIOUF,<br />
Cheikh Ousmane BADJI, Famara SAGNA et Moustapha COLY, Gaya<br />
MAIZOUMBOU, Joaquim BOAVIDA, Béatrice KRESS, Marianne LEFFTZ, Jean<br />
Michel NAFZIGER, Myriam BOUR, Ruben UNDO, Astrid SANDOVAL, Humberto<br />
FUENZALIDA, LUIS RIVERA, Miguel RODRIGUEZ, Valérie MAUPIN et tous ceux<br />
qui n'ont pas été cités dans ce mémoire qui m'ont plus ou moins aidé et<br />
apporté un soutien moral, je leur en suis reconnaissant.<br />
Je témoigne ma reconnaissance à tous mes enseignants de la faculté<br />
des sciences de l'université de DAKAR (au Sénégal), le Professeur Djibril<br />
FALL, le Professeur Libasse DIOP, le Professur Sina Christian DIATTA, le<br />
Professeur Souleymane NIANG, le Professeur Mansour Kane.<br />
Un grand hommage au Professeur Cheikh Anta DIOP qui m'a envoyé en<br />
formation en France sans qui je ne pourrais pas entreprendre de telles<br />
études. Que la terre lui soit légère.
Résumé<br />
Cette étude aborde les deux facettes des horloges géologiques liées aux gaz rares, le traçage<br />
géochimique et la chronométrie.<br />
Les gaz rares extraits de basaltes dragués sur la dorsale média-atlantique entre 12° cl 16° N<br />
se caractérisent par de fortes variations du rapport 40A/3 6 A qui va de 350 à 28150. Ce fait<br />
est interprété comme le résultat d'une contamination par l'eau de mer. Un basalte<br />
vésiculeux, connu sous le nom de "popping rock" a un rapport 4He/ 40 A* de 2,08, très près<br />
de ce qui est admis pour le manteau supérieur (1,8). Les rapports 4He/ 3 He au voisinage de<br />
14° N sont plus élevés que la valeur moyenne des basaltes de dorsales, 100000 au lieu de<br />
86000. Le couplage de ces rapports avec les rapports 87 Sr/ 8 6 Sr et Nb/Zr suggère l'existence<br />
d'un panache sous la ride qui serait issu d'une source mantellaire riche en éléments<br />
incompatibles. Il est spéculé qu'elle se situerait à la limite manteau supérieur-manteau<br />
inférieur, son enrichissement en éléments incompatibles résultant de la présence de<br />
croûte océanique et notamment de sédiments subduits.<br />
Les datations K-A classique complétées par une étude 40 A/3 9 A avec dégazage par palier6'<br />
sur des roches métamorphiques de haute pression de la chaîne Caraïbe du Vénézuela<br />
soulignent, sur mica, l'importance du rejeu de failles coulissantes au Tertiaire. Ces<br />
mouvements qui ne sont pas accompagnés de recristallisations notoires surviennent à 55<br />
Ma dans l'île de Margarita, à 30 Ma à Cabo Codera et vers 20 Ma à Todasana.<br />
En revanche. les résultats sur amphibole pour les mêmes roches se révèlent décevants en<br />
raison de l'existence d'excès d'argon. Néanmoins il est proposé un âge maximum de 97 Ma<br />
pour certains faciès haute pression.
Abstract<br />
The present study deals with the two aspects of the geochronological clocks involving<br />
noble gases, geochemical tracing and geochemistry.<br />
Rare gases extracted from basalts dredged on the Mid Atlantic Ridge between 12° and 16° N<br />
are characterized by spectacular variation of 40A/36A ratios that range from 350 to 28150.<br />
This feature is interpreted as resulting from sea water contamination. A vesicular basait,<br />
known as popping rock, displays a 4He/ 40 A* ratio of 2.08, in the close vicinity of what is<br />
admitted for the upper mantle (1.8). 4He/3 He ratios from samples dredged near 14° N arc<br />
higher than those of average mid-oceanic ridge basalts, 100000 instead of 86000. The<br />
coupling of these ratios with 87Sr/86Sr and Nb/Zr ratios suggests the existence of a mamie<br />
plume beneath the mid-atlantic ridge, which originates from a mantle source rich in<br />
incompatible elements. It is speculated that it would be situated at the boundary upper<br />
lower mantle. The enrichment in incompatible elements would result from the occurrence<br />
of oceanic crust and most particulary of subducted sediments.<br />
Conventional K-Ar dating along with 40Ar/39Ar deterrninations by the stepwise heating<br />
technic on high-pressure metamorphic rocks from the Caribbean belt of Venezuela<br />
emphasizes. on mica, the importance of shear heating that accompanied crustal faulting in<br />
the Tertiary. These motions, which are not featured by significant recrystallizations<br />
occurred at 55 Ma in Margarita Island. at 30 Ma in Cabo Codera and at 20 Ma in Todasana. In<br />
contrast, amphibole ages turned out to be disappointing because of excess argon.<br />
Nevertheless, a maximum age of 97 Ma is proposed for sorne high pressure parageneses.
3b- La contribution due au potassium 217<br />
4- RAPPORTS ISOTOPIQUffi AVANT LES PROCEDURES DE CALCUL<br />
DE L'AGE APPARENT 218<br />
5- CALCUL DE L'AGE APPARENT 219<br />
Sa -Correction de la contribution atmosphérique 219<br />
Sb -Correction due au polassium 220<br />
Sc- Calcul de l'âge apparent.. 220<br />
B- CALCUL D'ERREURS 222<br />
1- ERREURS DUES A LA DISCRIMINATION DE MASSE. 222<br />
2- ERREURS DUE AUX INTERFERENCES ISOTOPIQUES D'ORIGINE<br />
NUCLEAIRE 223<br />
2a - Le Calcium 223<br />
2b- Le Potassium 225<br />
3- EN RECAPITULATIF 225<br />
4- ERREUR SUR L'AGE APPARENL 227<br />
4a -Erreur due à la correction atmosphérique 2L7<br />
4b- Erreur sur l'âge 228<br />
ANNEXE 4 230<br />
BIBLIOGRAPHIE 231
Titre de la thèse<br />
Deux applications des gaz rares en géochimie:<br />
1) Géochimie des gaz rares de la dorsale médio-atlantique entre 12" et 16° N.<br />
2) Datation potassium-argon et argon 4ü-argon 39 de roches métamorphiques<br />
de la chaîne caraïbe du Vénézuela.<br />
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1
Introduction générale<br />
Toute horloge géologique quantitative a pour résultat de modifier la<br />
composition isotopique des éléments qui y sont impliqués. Ainsi les<br />
abondances relatives des isotopes du strontium (horloge Rb-Sr), du plomb<br />
(horloges U-Th-Pb) etc.. évoluent au cours des temps géologiques. On a donc<br />
à la fois un traceur et un chronomètre. Ce sont ces deux aspects que j'ai<br />
abordés dans ma thèse avec les gaz rares. Ce travail comprend deux parties<br />
bien distinctes: la première réalisée au laboratoire de Géochimie et<br />
Cosmochimie de l'Institut de Physique du Globe de Paris a trait à des<br />
déterminations de compositions isotopiques d'hélium, d'argon et de xénon sur<br />
des échantillons de basaltes provenant de la ride médio-atlantique. Son but<br />
est d'éclairer la structure et l'histoire du manteau terrestre. La seconde, faite<br />
au laboratoire de Géochimie de l'Ecole et Observatoire de Physique du Globe de<br />
Strasbourg, a cherché à établir la chronologie des événements<br />
métamorphiques et tectoniques de la chaîne Caraïbe du Vénézuela à l'aide des<br />
méthodes potassium-argon (K-A) et argon 4ü-argon 39 (40A-39A). Ces deux<br />
points seront successivement développés.<br />
3
PREMIERE PARTIE DE LA THESE<br />
Titre du sujet:<br />
Géochimie des gaz rares de la dorsale média-atlantique entre 12° et 16°N<br />
5
Chapitre 1 INTRODUCTION<br />
Les traceurs isotopiques issus de la radioactivité naturelle permettent<br />
de quantifier certains phénomènes globaux liés à la dynamique mantellique<br />
comme la formation des continents ou de J'atmosphère. On peut appréhender<br />
le manteau grâce aux basaltes et aux péridotites remontées tectoniquement à<br />
la surface des continents. Parmi les basaltes, ceux du domaine océanique, qui<br />
ne sont pas contaminés par la croûte continentale, conservent dans la<br />
plupart des cas les signatures géochimiques du manteau profond et<br />
notamment les rapports isotopiques [Faure et Hurley, 1963; Gast, 1967].<br />
Dans un premier temps, j'examinerai l'apport des isotopes du plomb (Pb), du<br />
néodyme (Nd) et du strontium (Sr) à la connaissance de la structure et de<br />
l'évolution du manteau. Je détaillerai ensuite le cas des gaz rares dont<br />
l'utilisation en tant que traceur géochimique est relativement récente. Enfin<br />
je définirai, plus spécifiquement, l'objet de cette étude qui est une œuvre<br />
commune ayant donné lieu à une publication (Staudacher et al., 1989a).<br />
A- LES TRACEURS ISOTOPIQUES: PLOMB, NEODYME, STRONTIUM.<br />
Même en milieu océanique l'utilisation des isotopes du strontium, du<br />
néodyme ou du plomb est délicate. L'eau de mer, en effet, peut affecter la<br />
signature isotopique originelle [Dasch et al., 1973; J-Jart et al., 1974]. Cette<br />
réserve concerne surtout le strontium et les alcalins, les teneurs en plomb et<br />
néodyme de l'eau de mer étant extrêmement faibles. Lors de la fusion<br />
partielle des roches, ces traceurs (Pb, Sr, Nd) préfèrent la phase liquide à la<br />
phase solide [Treuil (1973)]. Pour cette raison ils sont appelés éléments<br />
incompatibles ou hygromagmatophiles.<br />
1-a Les principes des traceurs, Néodyme et Stron tium<br />
Le strontium naturel possède quatre isotopes, 88, 87, 86, 84 dont l'un, le<br />
strontium 87, est en partie radiogénique provenant de la désintégration W du<br />
rubidium 87 (87Rb). L'équation chronométrique est:<br />
(87S r /86S r h;=(87Sr /86S r )0+ (87Rb/86Sr)(èL 1)<br />
(87Sr/86Sr )O et t désignent respectivement le rapport isotopique du Sr à<br />
l'instant initial et le temps écoulé depuis la fermeture du système;<br />
(87Sr /86Sr h désigne le rapport isotopique du Sr du système; (la constante de<br />
7
décroissance f... et la période T1/2 du 87Rb sont: f... '" 1,42.10- 11 an- 1 et TII2 =<br />
In2//'" = 4,88.10 10 ans (Steiger et jager, 1977).<br />
La géochimie du néodyme nous apprend que cet élément a sept isotopes<br />
stables, 142, 143, 144, 145, 146, 148, 150 dont deux isotopes partiellement<br />
radiogéniques, l'isotope 142, issu de la décroissance du samarium 146 de<br />
période 1,08.108 ans et l'isotoBe 143 provenant de la désintégration a du<br />
samarium 147 de période 1,06.1011 ans; le 146Sm est éteint rendant la datation<br />
146Sm_142Nd impossible. Une même équation que la précédente peut être<br />
écrite pour le couple 147Sm (samarium)_143Nd(néodyme):<br />
(143Ndl144Ndh:; = (143Ndl144Nd)O + (147Sm /144Nd)(è t - 1)<br />
f... = 6,54.10- 12 an- 1 et TI12 = 1,06.10 11 ans (Lugmair et Marti, 1978).<br />
La décroissance du 87 Rb (ou du 147Sm) en 87Sr a pour effet d'augmenter le<br />
rapport 87Sr/86Sr (ou 143 Ndll44Nd).<br />
La longue période du chronomètre radioactif, le samarium 147, engendre des<br />
variations extrêmement faibles des rapports isotopiques du Nd. Pour cette<br />
raison De Paolo et Wasserburg (1976a) introduisent le paramètre epsilon (f)<br />
pour le Nd; il est défini comme:<br />
ENd = [( 143 NdI 144Nd)échant/ICHUR - 1].10 4<br />
avec ICHUR = (143Ndl l44 Nd)CHUR = 0,512638 (CHUR = Chondritic Uniform<br />
Reservoir qui signifie réservoir uniforme chondritique)[De Paolo et<br />
Wasserburg, 1976a]. Pour des raisons de conformité d'écriture, ESr pour le<br />
strontium a été défini de la même manière. Ces auteurs supposent que le<br />
système croûte continentale-manteau a globalement des rapports Sm/Nd et<br />
Rb/Sr chondritiques (ENd=Oet ESr =0); connaissant grâce aux météorites à la<br />
fois le rapport (143Ndl l44 Ndhnitial et le rapport (Sm/Nd) du manteau ils<br />
tracent une droite d'évolution pour un système croûte-manteau qui n'aurait<br />
pas subi la moindre différenciation. Des valeurs positives de ENd (ce qui<br />
correspond à des valeurs négatives de ESr) impliquent que le Nd provient des<br />
sources dites appauvries [c'est à dire à rapport (terres rares lourdes)/(terres<br />
rares légères) élevé] à rapport Sm/Nd plus élevé que CHUR, tandis que des<br />
valeurs négatives de ENd(ce qui correspond à des valeurs positives de ESr)<br />
supposent des sources "enrichies" par rapport à CHUR, à rapport Sm/Nd plus<br />
bas que ce dernier.<br />
1-b Les principes (exemple du plom b)<br />
Le plomb (Pb) a quatre isotopes stables 204,206,207,208 dont trois sont<br />
partiellement radiogéniques: 206,207,208. Ils proviennent respectivement de<br />
8
la chaîne de désintégration de l'uranium 238 (238U), l'uranium 235 (235U) et<br />
du thorium 232 (232Th). D'une façon similaire aux traceurs précédents,<br />
l'équation chronométrique du Pb dans un système (L) clos à l'uranium,<br />
thorium et au plomb peut être exprimée sous la forme de trois équations:<br />
(206Pb/204Pbh = (206Pb/204Pb)0+ (238U/204Pb)(è8L 1)<br />
(207Pb/204Pbh = (207Pb/204Pb)0+ (235U/204Pb)(è S L 1)<br />
(208Pb/204Pb h = (208Pb/204Pb)0 + (232Thl204Pb)(è 2 L 1)<br />
[U"8 = 1,551.10-10 an-l, T1I2 =4,469.109 ans) et (1,,5 = 9,849.10-10 an-l, T1I2 =<br />
0,704.109 ans): jaffrey et al., 1971]; (11.2 = 4,948.10-11 an- 1 et T1I2 = 14,01.10 9<br />
ans: Le Roux et Glendenin, 1963].<br />
Le plomb contrairement au Sr et au Nd, présente d'importantes variations des<br />
rapports isotopiques; elles dépendent d'une part de la période de l'uranium ou<br />
du thorium (ces périodes sont moins longues que celles du Rb et du Sm),<br />
d'autre part des rapports 238U/204Pb, 235U/204Pb ou 232Thl204Pb. Ces<br />
variations favorisent la distinction des différents composants. Le rapport<br />
chimique (238U,235U)/204Pb (ou 232Thl204Pb) élevé implique une zone<br />
riche en U (ou Th ) ou une zone pauvre en Pb. En revanche, le rapport<br />
chimique (235U,238U)/204Pb (ou 232Thl204Pb) bas suppose une zone riche<br />
en Pb, ou pauvre en U (ou Th).<br />
2 - a L'apport des traceurs, Néodyme et Stron tium à 1a<br />
connaissance du manteau<br />
Une étude systématique de la corrélation 143Nd/144Nd-87Sr/86Sr pour<br />
les basaltes des dorsales médio-océaniques (M.O.R.B. venant de l'expression<br />
anglaise, Mid Oceanic Ridge Basalts) et des îles océaniques (O.l.B. venant de<br />
Oceanic Island Basalts) met en évidence deux populations, les MORE et les OIE<br />
(fig. 1). Ble montre, d'une part, de bas rapports 87Sr /86Sr et de hauts<br />
rapports 143Nd/144Nd (ENd> 0) pour des MORE, et d'autre part, de hauts<br />
rapports 87Sr /86Sr et de bas rapports 143Ndll44Nd (ENd
Pour certains auteurs le manteau inférieur constituerait un réservoir<br />
primitif [Tatsumoto et al., 1965; Jacobsen et Wasserburg, 1979; Wasserburg et<br />
De Paolo, 1979;0' Nions et al., 1979;Allègre et al., 1980]<br />
Le modèle mentionné ci-dessus a été appelé "modèle géochimique standard"<br />
par Hofmann (1984). Il est controversé, notamment par les géophysiciens<br />
(Sleep, 1974; Davies, 1981), qui lui opposent un modèle du manteau à une seule<br />
couche avec des hétérogénéités chimiques ponctuelles.<br />
Dans un diagramme ENd en fonction de ESr, les basaltes océaniques (MORB+<br />
OIE) définissent un allongement assimilable à une droite appelée "mantle<br />
array". Cependant certaines îles océaniques (Hawaï, les Açores, St-Hélène,<br />
Kerguélen, Sao Miguel,... ) dévient de la tendance linéaire du "mantIe array".<br />
L'existence de telles exceptions suscite l'idée d'abandonner la tendance<br />
linéaire pour étendre le "mantle array" à une large bande de données où<br />
plusieurs groupes individuels définissent des directions différentes [White et<br />
Hofmann (1982), White (1985)]. Les déviations de ces îles océaniques par<br />
rapport au "mantle array" ne peuvent s'expliquer par un modèle de mélange<br />
binaire comme celui proposé par De Paolo et Wasserburg (1979).<br />
Des ENd et ESr de basaltes, océaniques, d'arcs insulaires, de granitoide et de la<br />
terre moyenne sont reportés à la figure 2. Il apparaît deux pôles de part et<br />
'?<br />
d'autre de la terre moyenne; l'un correspond aux MORB, l'autre, de valeurs<br />
143Ndll44Nd très basses et 87Sr /86Sr très élevées, à la croûte continentale. La<br />
croûte continentale représenterait donc le réservoir complémentaire du<br />
manteau "appauvri", source des MORB [De Paolo et Wasserburg (1976b),<br />
Jacobsen et Wasserburg (1979), Allègre et al. (1979), 0' Nions et al. (1979),<br />
Allègre (1982)]. Les basaltes se situant entre les deux pôles résulteraient du<br />
mélange à des degrés variés des MORB et de la croûte continentale recyclée<br />
[Hawkesworth et al. (1979), White et Hofmann (1982), Zindler et al. (1982)].<br />
Cette explication ne rend pas compte des roches de St-Hélène, à gauche du<br />
"mantle array"; il est probable que des granulites et d'autres roches crustales<br />
profondes continentales aient contribué à la formation du magma des roches<br />
de St-Hélène [De Paolo et Wasserburg, 1979]; ces roches ont de bas rapports<br />
87Sr /86Sr et 143Ndl l44Nd.<br />
Si le manteau, sur la base du Nd et du Sr, ne représente pas un ensemble<br />
uniforme, voyons ce qu'il donne avec les données du plomb.<br />
Il
2-b L'apport du plomb à la connaissance du man tea u<br />
Les données des rapports isotopiques du plomb des roches océaniques<br />
présentent des tendances linéaires sur les diagrammes Pb-Pb (fig. 3 a, b); les<br />
basaltes des îles océaniques tombent dans le domaine le plus radiogénique.<br />
Dupré et Allègre (1980) et Cohen et al. (1980) démontrent que les variations<br />
isotopiques du plomb des MORE (incluant les océans Pacifique, Atlantique, et<br />
Indien) se corrèlent de façon positive avec celles du Sr (fig. 4) et du Nd<br />
(fig.5); par contre, ce n'est pas le cas des basaltes des îles océaniques qui<br />
définissent des domaines différents de ceux définis par les MORB dans les<br />
diagrammes Pb-Pb (fig. 3 a, b) ou Pb-Sr (fig. 4). Ceci contraste avec le<br />
diagramme Sr-Nd, qui montre une continuité entre des MORE et des OIB.<br />
Vidal et Dosso (1978), Dupré et Allègre (1980), Allègre et al. (1980, 1982),<br />
Allègre (1982) estiment que dans le cas du système clos croûte continentale<br />
manteau la composition isotopique du plomb de la terre moyenne devrait être<br />
sur la géochrone dans un diagramme Pb-Pb (la géochrone est définie par des<br />
systèmes ayant évolué en milieu clos depuis le début du système solaire). Les<br />
valeurs du Plomb supposées planétaires dérivées de la corrélation Sr-Pb<br />
(avec la valeur planétaire de 0,70475 pour le 87Sr /86Sr ) indiquent un<br />
comportement en système ouvert. Ces auteurs émettent l'hypothèse d'un<br />
transfert de Pb du manteau vers le noyau sous forme d'une phase sulfure au<br />
cours des premiers temps géologiques, amenant une augmentation dans le<br />
manteau des rapports V/Pb et Th/Pb. Les éléments U, Th n'auraient pas été<br />
affectés par ce processus; à cette époque la convection du manteau était<br />
probablement entière et la vitesse de ségrégation du noyau très élevée. Un tel<br />
processus serait à l'origine du déplacement des isotopes du Pb à droite de la<br />
géochrone (plomb de type J). La formation de la croûte continentale, qui est<br />
un phénomène continu, postérieur à cet évènement, extrait U, Th plus<br />
efficacement que le plomb du manteau [Treuil (1973), Vidal et Dosso (1978),<br />
Dupré et Allègre (1980), Allègre (1982)). Cette extraction de la croûte<br />
expliquerait la corrélation Sr-Pb (fig. 4) ou Nd-Pb des MORE (fig. 5), et leur<br />
composition isotopique en Pb de type J (légèrement à droite de la géochrone).<br />
L'ensemble de ces données sur les basaltes océaniques conduit plusieurs<br />
auteurs à proposer un modèle à deux couches pour le manteau; un manteau<br />
supérieur, isotopiquement cohérent mais inhomogène (par exemple les<br />
données de l'Atlantique et du Pacifique sont distinctes de celles des basaltes de<br />
l'océan Indien) [Dupré et Allègre, 1980; Cohen et al., 1980]; le manteau<br />
13
inférieur, source des OIE ne serait pas un réservoir homogène et uniforme; il<br />
serait certes plus uniforme pour le Sr et le Nd que le manteau supérieur, mais<br />
fortement hétérogène pour les isotopes de Pb et les rapports V/Pb, Th/Pb<br />
parce que le plomb est le seul à avoir été transféré vers le noyau.<br />
Les isotopes du Pb, à un degré moindre ceux du Sr et du Nd montrent qu'il<br />
n'est pas planétaire ("pristine mantle").<br />
3 - MODELE GEOCHIMIQUE STANDARD DU MANTEA U<br />
Les études isotopiques de Pb, Sr, et Nd privilégient le modèle du<br />
manteau en couches. Les variations isotopiques observées le long des<br />
dorsales, s'interprètent en termes d'hétérogénéité locale du manteau créée<br />
par des phénomènes variés tels que l'extraction de la croûte continentale, la<br />
réinjection du sédiment et de la croûte océanique, ou par une contamination<br />
des magmas des OlE avec de la croûte océanique subduite et/ou des sédiments.<br />
Celle-ci plongerait au fond du manteau supérieur où elle s'encastrerait dans<br />
la couche limite, partie inférieure du manteau supérieur créant ainsi un<br />
domaine enrichi [Hofmann, 1984; Allègre et Turcotte, 1985], appelé<br />
"Mesosphere boundary layer" par Allègre et Turcotte (1985). Ce domaine<br />
contaminerait les "hot spots" ("les points chauds") lors de leur ascension vers<br />
la surface [White et Hofmann, 1982; Hofmann et White, 1982; Dupré et Allègre,<br />
1983; Allègre et Turcotte, 1985]. Le reste de la croûte océanique subduite serait<br />
recyclé dans la couche supeneure appauvrie, et éventuellement<br />
homogénéisé par le mélange convectif. Toutefois, de petits volumes<br />
survivraient pendant quelque temps. Ces petites hétérogénéités pourraient<br />
ètre la source des anomalies de certaines régions des rides médio-océaniques<br />
et des monts sous-marins [Zindler et al., (1982, 1984)]. En revanche, les îles<br />
Kerguélen, et les îles de la Société seraient dues au recyclage du sédiment et<br />
de la croûte océaniques subduites dans le manteau inférieur, mais le<br />
recyclage semble avoir joué un rôle mineur dans l'évolution des groupes de<br />
Hawaï et St-Hélène [Ringwood, 1982; White, 1985; Allègre et Turcotte, 1985]. A<br />
partir des rapports isotopiques du Pb, Sr et surtout du Nd, moins susceptibles<br />
d'ètre modifiées par contamination avec l'eau de mer, une tentative est faite<br />
dans le cadre du modèle à deux couches pour définir des signatures<br />
isotopiques de certains réservoirs terrestres; ces signatures isotopiques<br />
présentées sur le tableau 1 sont celles proposées par Allègre et al. (1986/87a).<br />
Le modèle standard du manteau terrestre est schématisé par la figure 6<br />
extraite de Allègre et Turcotte (1985).<br />
lS
Cette conception du manteau en couches n'est pas admise par certains auteurs<br />
pour des raisons géophysiques [Sleep, 1974; Davies (1981)]. Ces derniers<br />
pensent que les régions appauvries et enrichies ne seraient pas disposées en<br />
couches dans leur ensemble, mais que des masses ou "lumps (mottes)"<br />
enrichies seraient distribuées au hasard dans un manteau généralement<br />
appauvri [voir schéma (figure 7) extrait de Davies, 1981]. Ce manteau entier<br />
est lentement mélangé par convection entière. Selon ces auteurs, des "lumps"<br />
représenteraient des zones moins appauvries en éléments incompatibles que<br />
le manteau environnant (appauvri). Ces hétérogénéités seraient de taille très<br />
variable mais de géométrie inconnue; elles seraient generees en zones de<br />
subduction; de hautes concentrations en éléments radioactifs (U, Th, K)<br />
favoriseraient leur diapirisme. Elles tendraient à être détruites ou dispersées<br />
par le mouvement de la coulée convective. Ceci pourrait expliquer les<br />
variations des données du Pb, Sr et Nd.<br />
Les différences principales de ces deux modèles du manteau s'inscrivent sur<br />
la dimension du manteau qui a été fortement appauvri en éléments<br />
incompatibles, sur la topologie des hétérogénéités, et sur l'existence d'un<br />
réservoir de matériel isotopiquement primitif. Le modèle standard de<br />
manteau (modèle en couches) va être maintenant examiné à la lumière des<br />
gaz rares, particulièrement de l'hélium-3 (3He) [Craig et Lupton, 1976; Kurz et<br />
al., 1982(a,b); Rison et Craig, 1983;...],del'argon (A) et duxénon-129 (129Xe)<br />
[Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al. (1983 ),...]. L'utilisation des gaz<br />
rares en temps que traceurs géochimiques est relativement récente.<br />
Examinons leur apport à la connaissance du manteau.<br />
B-<br />
1 -<br />
LA GEOCHIMIE DES GAZ RARES<br />
LES GENERALITES<br />
Ainsi que l'ont souligné Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al.<br />
(1983), les gaz rares présentent des propriétés intéressantes qui en font<br />
d'exceptionnels traceurs en géochimie isotopique. Leur inertie chimique<br />
exclut toute réaction chimique entre eux et d'autres éléments. Ensuite,<br />
mesurer et utiliser en même temps tous les gaz rares permet de disposer d'un<br />
ensemble de traceurs ayant des éléments parents de demi-vies différentes,<br />
donc des informations chronologiques à diverses échelles. La volatilité des<br />
gaz rares: Hélium (He), Néon (Ne), Argon (A), Krypton (Kr) et Xénon (Xe), et<br />
la non-volatilité des isotopes parents radioactifs (40K, 238U, 235U, 232Th)
donnent du manteau une image originale, différente de celle obtenue avec<br />
les traceurs non volatils (Pb, Sr, Nd).<br />
Il apparaît désormaîs bien admis que l'atmosphère terrestre actuelle<br />
n'existait pas lors de la formation de la terre; elle n'est donc pas un résidu de<br />
la nébuleuse qui donna naissance au système solaire, mais résulte du<br />
dégazage de la terre [Kulp, 1951; Rankama, 1954; Shilliber et Russel, 1955;<br />
Daman et Kulp, 1958 (a,b); Butler et al., 1963; Ozima, 1975; Staudacher et<br />
Allègre, 1982;Allègre et al., 1983;Sarda et al., 1985].<br />
2- LES PROBLEMES DE LA GEOCHIMIE DES GAZ RARES<br />
Même pour les gaz rares, les meilleures contraintes à la connaissance<br />
du manteau sont apportées par les rapports isotopiques. En revanche<br />
l'utilisation des abondances des gaz rares est soumise à certaines restrictions<br />
dues au dégazage lors de l'éruption [Kurz et al., 1982a; Pineau et ]avoy, 1983;<br />
Sarda et al., 1985;Allègre et al., 1986/87b]. La contamination par l'eau de mer<br />
(ou ['air) est un problème sérieux. Toutefois l'hélium y échappe car il est peu<br />
abondant dans l'eau de mer (ou dans l'air) [Axford, 1968; Dymond et Hogan,<br />
1978; Kurz, 1982; Sarda, 1983; Sarda et al., 1985; Staudacher et al., 1986]. Pour<br />
les autres gaz rares ce phénomène peut modifier les rapports isotopiques;<br />
nous verrons (plus loin) dans la partie interprétation des résultats, comment<br />
procéder pour mettre en évidence le contaminant. Le dégazage, quant à lui,<br />
ne modifie pas les rapports isotopiques des gaz rares; Ce phénomène est en<br />
effet rapide. Il s'ensuit que le fractionnement des isotopes d'un gaz rare est<br />
probablement négligeable [Sarda, 1983; Ozima et Podosek, 1983 (sous<br />
paragraphe 4.9 page 60); Sarda et al., 1985; Staudacher et Sarda, 1987]. Il<br />
semble d'après Funkhouser et al. (1968), Dymond et Hogan (1978) que les gaz<br />
rares magmatiques soient piégés dans les bordures figées des coulées de<br />
basaltes sous-marins. Ces matériels vitreux sont formés très rapidement au<br />
contact de laves chaudes avec l'eau de mer. Ils sont considérés comme les<br />
meilleurs candidats pour l'interaction minimale avec des gaz atmosphériques<br />
et ainsi pour la meilleure préservation des gaz juvéniles. L'échantillonnage<br />
que nous possédons porte sur ce type de matériel.<br />
·i9
4OA/36A et une augmentation du rapport chimique 40K/36A au cours des<br />
temps géologiques.<br />
Un rapport 4OA/36A peu élevé pour un réservoir mantellique peut signifier<br />
soit:<br />
- une absence de dégazage d'où une teneur élevée en argon 36,<br />
- un appauvrissement en K.<br />
Ces propos semblent contradictoires d'où la nécessité d'avoir recours aux<br />
teneurs en argon. Les études révèlent qu'un rapport 4OA/36A peu élevé, avec<br />
de fortes teneurs en argon 36 expliquent un réservoir à évolution en milieu<br />
clos (co,mme par exemple Hawaï, Loihi); un rapport 4OA/36A élevé, avec de<br />
faibles teneurs en argon 36 (comme par exemple des MORE) dérivent d'un<br />
réservoir ayant subi un dégazage violent.<br />
3-2-a Le système: 238U, 235U, 232Th, 244pu _ 4He<br />
Parmi les isotopes d'hélium (3He, 4He), seul l'hélium-4 (4He) est<br />
radiogénique; il est produit par les chaînes de désintégration radioactive de<br />
238U, 235U et 232Th ; il est aussi produit par simple désintégration du<br />
plutonium-244 (244pu) déjà éteint [Fields et al., 1966; Rowe et Kuroda, 1965;<br />
Lederer et al., 1968; Alexander et al., 1971]; (voir chapitre 2 le processus de<br />
décroissance de ces éléments). L'évolution de ce gaz se traduit par une<br />
combinaison d'équations:<br />
(4Heh; = (4He)0 + (4He)238U+ (4He)235U+ (4He)232Th + (4He) 244Pu<br />
(4He)238U= 8[(238U)(è8t - 1)]; (4He)235U = 7[(23SU)(è5t - 1)]; (4He)232Th =<br />
6[(232Th)(èi -1)]; (4He)244Pu = (244Pu)[è(a)put - 1]<br />
d'où:<br />
(4He/3Heh; = (4He/3He)0 + (244Pu/3He)][e(t...(a)put - 1] + 8[(238U/3He)(è8t -<br />
1)] + 7[(235U/3He)(èst - 1)] + 6[(232Th/3He)(èi - 1)]<br />
Les constantes de décroissance et les périodes respectives de 238U, 235U,<br />
232Th et 244pu sont: (I-.8=À.(a)u = 1,551.10-10 an-1 et TII2 = 4,469.109 ans; (1-.5 =<br />
9,849.10-10 an- 1 et T1I2 = 0,704.109 ans); (11.2 =4,948.10-11 an- 1 et T1I2 =<br />
14,01.109 an ) [Steiger et ]ager, 1977]; (À.(a)pu = 8,47.10-9 an- 1 et T1I2 =<br />
8,18.10 7 an) [Fields et al., 1966; Alexander et al., 1971]; nous donnons la<br />
constante de fission et la période du 244pu: À.sfPu = 1,0582.10-11 an- 1 et TII2 =<br />
6,55.1010 an [Alexander et al., 197].<br />
22
4,076.10- 8 an- 1 et TIn = 17.106 ans [Reynolds, 1960]. Le BOXe est l'isotope<br />
stable de référence non radiogénique et non fissiogénique. Dans ce travail<br />
seule l'évolution du xénon sera prise en compte. On examinera<br />
successivement une équation chronométrique du système 1291_129Xe et celle<br />
du xénon fissiogénique.<br />
éteint on a:<br />
- Cas du système: 1 29 1_ 12 9Xe<br />
Si le système est considéré à un instant où 129 1 n'est pas entièrement<br />
(129Xe/ 130Xeh; = (129Xe/130Xe)0 + (129I1130Xe)(el...9t - 1)<br />
L'information temporelle fournie par l'horloge 1291_129Xe importe surtout<br />
pour les événements qui se sont produits très tôt dans l'histoire du système<br />
solaire, ceci à cause de sa courte période.<br />
134, 136<br />
- Cas du système: 244pu, 238U - 'Xe avec' = 131, 132,<br />
Si fypu et fyu désignent respectivement les nombres d'atomes de fXe<br />
correspondant à la fission spontanée d'un atome du 244pu et à celle d'un<br />
atome de 238U, la proportion du fXe produit par 244pu (ou par 238U) est<br />
équivalente au produit du rapport de branchement associé au 244pu (ou à<br />
l'238U) par fypu (ou fyU):<br />
fXe*pu =fYpu(t...sfPu/(À,(a)pu + À,sfPU) )(244Pu)[e(À,(a)pu+À,sfPu}t - 1]<br />
fXe*u =fYU(À,sfUI (À,( a)U+À,sfU)) (238U)[e(À,( a)U+À,sfU)t - 1]<br />
fXe* =fXe*pu + fXe*u<br />
OrÀ,sfPu
croûte continentale (qui s'est produit environ 700 millions d'années après<br />
l'accrétion de la terre). Dans le cas d'une séparation précoce entre manteau<br />
supérieur et manteau inférieur les teneurs en iode devraient être identiques<br />
dans les deux réservoirs (on admet que le seul phénomène susceptible<br />
d'entraîner son appauvrissement dans le manteau, outre sa décroissance<br />
radioactive, est la formation de la croûte continentale). Ceci nous amène aux<br />
conclusions suivantes:<br />
un rapport 129Xe/ l30Xe élevé signifie:<br />
- des teneurs pauvres en Xe (surtout en l30Xe qui a subi un dégazage précoce<br />
avant l'extinction complète de 1,1291);<br />
un rapport 129Xe/ l30Xe faible implique de fortes teneurs en xénon c'est à<br />
dire un rapport 129Ul30Xe faible (le système évolue en milieu clos).<br />
Le rapport fXe/ l30Xe élevé ou fXe/ l3OXe peu élevé dans le manteau peut<br />
s'expliquer par les mêmes arguments pour le système 4OK-40A.<br />
4- t'APPORT DES GAZ RARES A LA CONNAISSANCE DU MANTEAU<br />
Les analyses isotopiques du xénon montrent des différences en<br />
129Xe/ l30Xe pour les MORE, les OlE et l'atmosphère. La courte période de<br />
1, 1291 implique qu'il n'était pas présent pendant le processus de formation de<br />
la croûte continentale. Il est raisonnable de penser que l'iode devait être<br />
réparti d'une façon homogène dans le manteau (pour les raisons précitées au<br />
paragraphe précédent). Pour expliquer les différences de composition<br />
isotopique du xénon de ces trois réservoirs indiqués ci-dessus, on suppose<br />
qu'ils se sont séparés d'une façon précoce. Selon Staudacher et Allègre (1982)<br />
la formation de l'atmosphère aux dépens du manteau aurait lieu entre 10 et 25<br />
millions d'années après l'accrétion de la terre. Ils proposent de même que la<br />
séparation entre le manteau source des MORE et le manteau source des<br />
basaltes de Hawaï se serait produite entre 4,48 et 4,47.109 ans. A l'aide d'un<br />
diagramme l29Xe/l30Xe- l34Xe/l30Xe (fig.lO) ils mettent en évidence ces<br />
deux réservoirs mantellaires. Sarda et al. (1985), avec les isotopes de l'argon<br />
arrivent aux mêmes conclusions, quoique l'âge moyen de l'atmosphère soit<br />
un peu plus bas (4,40.109 ans) [nous y reviendrons au paragraphe suivant];<br />
après un dégazage précoce et extensif du manteau, ils envisagent un<br />
dégazage lent et continu au cours des temps géologiques. Cependant, le<br />
caractère juvénile de ces gaz (A, Xe) est masqué par la contamination<br />
atmosphérique, ce qui a été démontré par Sarda et al. (1985) et cette étude.<br />
25
Un bon indicateur de la présence de gaz juvéniles à l'intérieur de la terre est<br />
l'hélium-3 [Lupton et Craig, 1975; Craig et Lupton, 1976; Kurz, 1982; Kurz et al.,<br />
(1982a, 1983); Rison et Craig, 1983]. Il permet une distinction nette entre les<br />
deux réservoirs du manteau; un réservoir dégazé, pauvre en 3He avec de<br />
hauts rapports 4He/3He; un second réservoir, probablement plus profond,<br />
source des OlB (par exemple Islande, Hawaï) riche en 3He avec de bas<br />
rapports 4He/3He [Kurz, 1982; Kurz et ai. (1982a,b); Allègre et ai., 1983; Rison<br />
et Craig, 1983]. Pour une raison de conformité d'écriture, nous utilisons des<br />
rapports 4He/3He au lieu des rapports 3He/4He.<br />
Les études isotopiques d'hélium révèlent l'existence du matériel venant du<br />
manteau, pauvre en 3He et riche en 4He, avec des rapports 4He/3He plus<br />
élevés que ceux de la moyenne des MORE; ce matériel proviendrait d'une zone<br />
du manteau supérieur qui aurait stocké de la croûte océanique et des<br />
sédiments océaniques subduits [Kurz, 1982; Kurz et ai., 1982b]; la subduction<br />
de la lithosphère océanique aurait introduit, dans le manteau, des éléments<br />
radioactifs (K, V, Th), mais aurait libéré la presque totalité de son contenu en<br />
gaz rares au niveau de la zone de subduction [Staudacher et Allègre (1988,<br />
1989)];ainsi, au bout d'un temps assez long, ces éléments radioactifs peuvent<br />
produire les isotopes radiogéniques des gaz rares; selon Staudacher et Allègre<br />
(1988), Azbel et Tolstikhin (1990) les zones de subduction constituent des<br />
barrières pour les volatils. Ils pensent que, si les gaz rares étaient introduits<br />
dans le manteau lors de la subduction de la croûte océanique, la composition<br />
isotopique du manteau source des MORE n'aurait pas de hauts rapports<br />
d'argon et xénon; la perte de gaz des plaques plongeantes pourait s'expliquer<br />
par des facteurs thermodynamiques (fusion de la plaque lithosphérique<br />
hydratée liée par exemple à l'augmentation de température et de pression);<br />
elle traduit le dégazage de la croûte océanique et des sédiments. La perte de<br />
gaz se manIfeste aussi au niveau des dorsales océaniques. Ble traduit le<br />
dégazage de la terre, d'où l'idée de la formation de l'atmosphère à partir de<br />
l'intérieur de la terre. Des modèles de dégazage de la terre ont ainsi été<br />
proposés [voir Sarda, 1983; Sarda et al., 1985].<br />
5- MODELE DE DEGAZAGE DU MANTEAU<br />
Il a été admis que les gaz rares (He, A, Xe) n'étaient pas présents dans<br />
l'atmosphère initiale [Kulp, 1951; Rankama, 1954; Shilliber et Russel, 1955;<br />
Damon et Kulp (1958a,b), Staudacher et Allègre, 1982;Sarda et ai., 1985; ...]; ils<br />
proviennent donc du dégazage de la terre. Damon et Kulp (1958a,b) d'après<br />
27
1'4He et 1,40A admettent que le dégazage n'est pas linéaire; ils proposent un<br />
dégazage précoce et rapide d,40A du manteau dans le premier milliard<br />
d'années, entraînant une perte de 30 % d'40A, suivi d'un dégazage continu et<br />
moins intense au cours des temps géologiques.<br />
Les anomalies de 129Xe trouvées dans des MORE sont interprétées par<br />
Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al. (1983) comme le résultat d'un<br />
dégazage précoce et catastrophique dans les 50 premiers millions d'années de<br />
l'histoire de la terre. Sarda et al. (1985) calculent, à l'aide de l'argon, un âge<br />
moyen de l'atmosphère de 4,40 milliards d'années. Ils estiment que la<br />
différence d'âge entre les deux systèmes provient de la longue période du<br />
4OK; ils pensent que le système 1291_129Xe est un outil qui s'adapte mieux à<br />
tracer des événements produits très tôt dans l'histoire de la terre. L'histoire<br />
de dégazage de la terre serait divisée en deux épisodes: le premier, épisode<br />
chaud, correspond â un dégazage extensif catastrophique inférieur à 50<br />
millions d'années se déroulant avant la formation des continents [dont l'âge<br />
moyen est 2,5.109 ans selon Allègre (1982)]; le second épisode est une étape<br />
lente et continue avec des conditions géodynamiques voisines de celles des<br />
temps actuels. Le dégazage se ferait par l'intermédiaire des rides médio<br />
océaniques, des "hot spots", et du volcanisme d'arc [Staudacher et al. (1986);<br />
Staudacher et Allègre (1988); Allègre et al. (1983, 1986/87b); Sarda et aL,<br />
1985]. L'histoire de l'atmosphère contrainte par l'argon et le xénon est<br />
schématisée aux figures l1(a, b, c, d, e, f, g, h) [Sarda et al., 1985;Allègre et al.,<br />
1986/87b].<br />
6- ORIGINE DES VARIATIONS ISOTOPIQUES DES GAZ RARES<br />
Comme l'ont souligné Kurz et al. (1982a), Staudacher et Allègre (1982),<br />
Sarda et al. (1985), Staudacher et Sarda (1987), un seul phénomène engendre<br />
des variations isotopiques de gaz rares: c'est la radioactivité. Cependant deux<br />
phénomènes contrôlent la vitesse de l'évolution isotopique qui, par<br />
conséquent, change le rapport chimique Il:<br />
a) le dégazage qui accélère l'évolution; il y a diminution de l'abondance des<br />
gaz dans le réservoir mantellique, par conséquent une augmentation de la<br />
valeur du rapport chimique Il;<br />
b) l'appauvrissement en élément parent (K, V, Th) qui freine l'évolution; il y<br />
a diminution de la valeur de Il. La croissance de la croûte continentale est à<br />
l'origine de ce phénomène.<br />
29
de 300-460 [Kaneoka et al, 1983; Allègre et al. (1983, 1986/87b); Allègre et<br />
Staudacher, 1986;Staudacher et al. (1986); Staudacher et Allègre ( 1988); Sarda<br />
et al., 1988]; 129Xe/ 130 Xe de 6,46-6,77 [Staudacher et Allègre, 1982; Allègre et<br />
al. (1983, 1986/87b); Allègre et Staudacher, 1986; Staudacher et al., 1986]; la<br />
croûte continentale présente des rapports 4He/3He de 106-108, 4OA/36A de<br />
1650-170000 [Allègre et Staudacher, 1986; Allègre et al., 1986/87b];<br />
129Xe/ 130 Xe de 6,39-6,70 [Staudacher et Allègre, 1982;Allègre et al., 1986/87b];<br />
pour l'atmosphère, on observe les valeurs les plus basses pour les rapports<br />
isotopiques, à l'exception de l'helium: 4He/3He de 722500 [Clarke et al., 1976];<br />
4OA/36A de 295,5 [Nier, 1950]; 129Xe/130Xe de 6,48 [Bernatowicz et Podosek,<br />
1978]. Ces données sont consignées au tableau 2.<br />
Tableau 2: signatures isotopiques des gaz rares de certains réservoirs<br />
terrestres (Les valeurs données ne sont que des ordres de grandeur).<br />
Rapports isotopiques Réservoirs terrestres<br />
MORB om croûte cont. atmosphèrE<br />
4He/ 3 He 49500-109000 18500-43000 106-108 722500<br />
40A/36A 10000-28150 300-460 1650-170000 2955<br />
129Xe/13OXe 660-768 646-677 639-670 648<br />
131 Xel 13aXe 482-555 5,15-5,26 5 18-541 519<br />
L-32Xel BOXe 633-673 655-664 660-745 659<br />
134Xe/13OXe 244-281 254-268 256-725 256<br />
136XelBOXe 223-255 217-228 226-792 217<br />
8-STRUCTURE GEOCHIMIQUE DU MANTEAU: L'APPORT DES GAZ RARES<br />
ET DES TRACEURS NON VOLATILS<br />
Un modèle de manteau à deux couches a été proposé à la suite des études<br />
faites à l'aide des traceurs non volatils. Il en est de même pour les gaz rares. Y<br />
a t-il correspondance entre les deux manteaux? Autrement dit le manteau<br />
dégazé peut-il être assimilé au manteau appauvri? Sarda (1983), Sarda et al.<br />
(1985) pensent que les deux manteaux ne présentent pas une exacte<br />
correspondance; le manteau dégazé serait plus profond que le manteau<br />
appauvri en éléments incompatibles.<br />
Les corrélations 129Xe/130Xe-40A/36A 4He/3He-87 , Sr/86Sr, 4OA/36A-<br />
87S r /86Sr montrent que la source des MORB est très dégazée en gaz rares et<br />
appauvrie en éléments incompatibles (par exemples Rb et Sr); la source des<br />
32
continentale, un manteau appauvri et dégazé, un manteau dégazé et non<br />
appauvri, et un manteau non dégazé et non appauvri [Allègre et al.,<br />
1986/87b]. Selon ces auteurs 46 % du manteau serait dégazé, mais les 3/4<br />
seulement de ce manteau dégazé seraient appauvris en éléments<br />
incompatibles, le 1/4 restant serait à présent mélangé avec du manteau non<br />
dégazé [voir fig. 13: Allègre et al., 1986/87b]. Pour ces auteurs, le manteau<br />
appauvri correspond au manteau supérieur dégazé à 99,6 %. Le manteau<br />
inférieur, moins appauvri, serait en moyennee dégazé à 17 %.<br />
C- BUT DE CETTE ETUDE<br />
Jusqu'alors, les études de gaz rares sur les dorsales océaniques ont été<br />
réalisées à partir de sites très éloignés les uns des autres (plusieurs milliers<br />
de kilomètres). Les corrélations Xe-Xe [Allègre et Staudacher, 1986; Allègre et<br />
al., 1986/87b],A-Sr [Allègre et al., 1983;Sarda et al., 1985], He-Sr ou He avec 1a<br />
bathymétrie [Kurz et al., 1982b] portent donc sur des spécimens récoltés à<br />
cette échelle.<br />
On se propose ici, de faire des mesures de concentations et de composltlün<br />
isotopique de gaz rares dans des verres basaltiques provenant d'un segment<br />
de la dorsale médio-atlantique d'une longueur de 450 km entre 12° 24' et 16°<br />
20'80. Ce segment de 4° de longueur de latitude correspond à une zone de<br />
fractures et montre un haut topographique au voisinage de 14° N [entre 13°<br />
et 15° 20'(fig. 22,23)].<br />
Nous cherchons, à travers ce travail, à répondre à trois questions:<br />
- existe-t-il des variations isotopiques des gaz rares à courte distance qui ne<br />
sont pas dues à des phénomènes secondaires, comme par exemple la<br />
contamination atmosphérique ou des pertes de gaz à l'éruption du magma?<br />
La contamination atmosphérique ou par l'eau de mer est un problème délicat<br />
qui affecte tous les gaz rares, à l'exception de l'hélium.<br />
- y a-t-il une corrélation claire entre la bathymétrie et la composition<br />
isotopique des gaz rares? Bougault et al. (1988), à l'aide des rapports<br />
d'éléments incompatibles, Nb/Zr, Ta/Hf et La/Sm, ont montré que ces basaltes<br />
présentaient dans cette zone d'énormes variations, mais qu'il existait une<br />
bonne corrélation entre les valeurs de ces rapports et la bathymétrie, les<br />
rapports élevés correspondant aux hauts topographiques. Une étude similaire<br />
a déjà été faite par Schilling et al. (1985) le long des dorsales à proximité de<br />
certains "points chauds" de l'Atlantique sud (Ascension, St-Hélène, Tristan da<br />
Cunha, Gough), à l'aide des rapports La/Sm et Nb/Zr. L'intérêt est de détecter<br />
la présence d'un panache sous la ride qui se caractérise par un faible<br />
34
appauvrissement ou même un enrichissement en éléments incompatibles à<br />
gros ions par rapport à la terre moyenne; autrement dit, la présence d'un<br />
panache se matérialise par des rapports La/Sm et NblZr anormalement élevés<br />
caractéristiques des domaines de manteau riche en ces éléments; de plus la<br />
présence de ce type de matériel se manifeste par des îles océaniques ou par<br />
des hauts topographiques sur les dorsales océaniques.<br />
- de quelle zone du manteau proviennent ces gaz rares? Autrement dit,<br />
proviennent-ils du manteau supérieur, du réservoir des OIB à forte teneur en<br />
3He ou du réservoir des om à faible teneur en 3He? En dépit de sévères<br />
problèmes de contamination atmosphérique, la réponse à cette question<br />
pourrait être apportée par les isotopes de l'helium.<br />
3S
CHAPITRE 2<br />
1 -<br />
HISTORIQUE DES GAZ RARES (He, A et Xe) ET<br />
DES ELEMENTS PARENTS (K, l, U, Th et Pu)<br />
LES ISOTOPES<br />
En 1886, W. Crookes suggère que des atomes d'un élément peuvent avoir<br />
plusieurs nombres de masse différents. La découverte de la radioactivité, dix<br />
ans plus tard (1896), par H. Becquerel et les études des substances radioactives<br />
ont montré qu'il existe des éléments où des atomes ont des propriétés<br />
chimiques identiques et des poids atomiques différents.<br />
En 1910, F. Soddy propose le nom "isotope" signifiant même place pour<br />
des atomes avec des poids atomiques différents mais de numéro atomique<br />
identique. En utilisant un prototype de spectrographe de masse, Thomson, en<br />
1914, découvre deux isotopes du néon de masse 20 et 22. Mais son dispositif<br />
expérimental, n'était pas assez sensible pour mesurer les proportions<br />
relatives de ces deux isotopes. Presque immédiatement, F. W. Aston, dans le<br />
laboratoire de Thomson, perfectionne l'appareil de Thomson, et utilisant ce<br />
premier spectrographe quantitatif, vérifie le résultat trouvé par ce dernier<br />
et découvre un troisième isotope du néon qui est le néon 21: 21 Ne (Aston,<br />
1920a). C'est ainsi que, dix ans plus tard, soixante dix isotopes de vingt neuf<br />
éléments ont été identifiés (Aston, 1923). Nous nous intéressons ici à: l'He, l'A,<br />
le Xe, le K, l'l, l'U, le Th et le Pu.<br />
2- ARGON ET POTASSIUM<br />
Parmi les gaz rares, l'argon est le premier à être identifié en 1894par<br />
Sir W. Ramsay et Lord Rayleigh, dans l'air. Cavendish en 1785fut le premier à<br />
soupçonner sa présence dans l'air. Cette étude conduit Ramsay et Rayleigh en<br />
1895 à annoncer la découverte d'un nouvel élément chimiquement inerte,<br />
caractérisé par des propriétés sans précédent, app.elé argon ce qui signifie<br />
en grec "paresseux". En 1920, Aston (1920b), au moyen du spectrographe de<br />
masse, découvre les isotopes de l'argon les plus abondants: 40A et 36A. En<br />
1930, on savait que l'argon avait trois isotopes naturels: 36A, 38A et 4OA.<br />
Parmi ceux-ci l'40A est le plus abondant représentant plus de 99% de tout<br />
l'argon atmosphérique. En 1807, Davy découvrit par électrolyse le potassium<br />
de la potasse caustique (KOH).<br />
37
(3He/4He)air)/(3He/4He)air.lOO]. L'enrichissement en 3He sur la ride du<br />
Pacifique-Est est expliqué par ces auteurs comme le résultat d'une injection<br />
d'hélium primitif. L4He est associé à l'3He dans des rapports qui sont<br />
variables dans des verres provenant directement du manteau par les rides,<br />
mais typiquement autour d'un rapport 4He/3He de 8,33.104 (Craig et Lupton,<br />
1976; Rison, 1980; Kurz et ]enkins, 1981); c'est un facteur 10 inférieur au<br />
rapport de l'air. C'est un rapport trop bas pour que l'3He puisse être<br />
radiogénique. Ils considèrent donc ce composant mantellaire comme primitif.<br />
Les éléments parents de l'isotope radiogénique 4He ont fait l'objet de<br />
nombreuses recherches, depuis deux siècles; Klaproth reconnut un élément,<br />
qui est l'uranium, dans la pechblende et tenta d'isoler le métal en 1789. Le<br />
métal fut apparemment isolé une première fois en 1841 par Peligot, qui réduit<br />
le chlorure anhydre avec le potassium. Aston (1931) montre qu'au moins 97 %<br />
des atomes d'uranium ont la masse 238, cependant Dempster (1935), qui était<br />
capable de détecter 235U, estimait qu'il avait une abondance d'au moins 1 % de<br />
celle de 238U. L'uranium naturel existant contient 99,2830% en poids de 238U;<br />
0,7110% de 235U et 0,0054% de 234U (référence: Rand-Book de Physique et<br />
Chimie). Quant au thorium, il est trois fois plus abondant que l'uranium; il a<br />
été découvert par Berzelius en 1828. Il a 25 isotopes de masses atomiques de<br />
212 à 236 avec des périodes entre 0,1 Ils et 75400 ans sauf 232Th avec 1'112 =<br />
14,01.109 ans.<br />
Le plutonium a quinze isotopes, de masses 232 à 246 (Band-Book de Physique<br />
et Chimie), toutes de courtes périodes entre 25 mn et 82.10 6 ans. L'isotope qui<br />
nous intéresse dû à sa capacité de fission spontanée est le 244pu avec une<br />
demi-vie de 82. 106 ans. Ce dernier existait lors de la formation du système<br />
solaire (Kuroda, 1960; Rowe et Kuroda, 1965; Fields et al., 1966;Alexander et al.,<br />
1971) comme on a pu le voir avec des données de xénon fissiogénique dans les<br />
météorites.<br />
4- XENON- URANIUM- PLUTONIUM- IODE<br />
Le xénon (du grec xenos: étranger) a été découvert par Ramsay et<br />
Travers en 1898 dans le résidu après évaporation des composants de l'air<br />
liquide. Les études isotopiques du xénon montrent qu'il y a neuf isotopes<br />
stables du xénon'. 124Xe, 126Xe, 128Xe, 129Xe, 130Xe, 131Xe, 132Xe, 134Xe et<br />
136Xe. L'isotope 129Xe est en partie radiogénique et provient de la<br />
désintégration de 129 1 maintenant éteint, de constante de désintégration<br />
4,08.10-8 an- 1 ou d'une durée de demi-vie de 17.106 ans (Reynolds, 1960).<br />
41
Après la découverte d'excès de 129Xe dans les météorites par Reynolds (1960),<br />
nous observons de nombreuses mesures des isotopes du xénon dans différents<br />
matériels terrestres. Un excès de 129Xe est identifié dans deux sources de gaz<br />
("C02-gas-Wells") du "Harding county" au Nouveau Mexique par Butler et al.<br />
(1963). Ces auteurs conclurent que la décroissance de 129} est la source la plus<br />
probable de cet excès de 129Xe. Plus tard, les excès de 129Xe sont retrouvés<br />
dans de nombreux échantillons des sources de C02 du puits de Bueyeros à la<br />
fois par Wasserburg et Mazor (1965), Boulos et Manuel (1971) et Hennecke et<br />
Manuel (1975), Phinney et al. (1978), Smith et Reynolds (1981).<br />
Des excès de 129Xe ont été mis en évidence pour la première fois dans les<br />
MORE de l'Océan Pacifique par Staudacher et Allègre (1981), dans ceux de<br />
l'Atlantique et de l'Océan Indien par Staudacher et Allègre (1982), Allègre et<br />
al., (1983) et dans des xénolithes mantelliques par Kaneoka and Takaoka<br />
(1978).<br />
Wasserburg et Mazor (1965), Boulos et Manuel (1971) observent également de<br />
petits excès des isotopes lourds du xénon dans les mêmes sources de gaz riches<br />
en dioxyde de carbone (Nouveau Mexique). Cela correspondrait au xénon<br />
produit par fission spontanée de 238U et 244Pu. Hennecke et Manuel (1975)<br />
Phinney et al. (1978), Smith et Reynolds (1981) confirmèrent successivement<br />
ces résultats mais furent incapables de spécifier les quantités relatives des<br />
excès de xénon fissiogénique.<br />
Le xénon fissiogénique provient de la fission spontanée de 238U ou de 244pu:<br />
238U<br />
----1.;> 131,132,134,136Xe ; Àsfpu = 1,06.10-11 an-1; Tl/2 = 6,55.1010<br />
ans<br />
---...,. 131,132,134,136Xe; Àsfu =8,47.10-17 an-1; Tl/2 =8,2.1015<br />
La première tentative de mise en évidence de la fission spontanée de<br />
l'uranium 238 (238U) fut faite par Libby (1939) qui, cependant, ne réussit pas<br />
à la détecter en raison de son faible effet. Petrzhak et Flerov (1940), grâce à<br />
des méthodes plus sensibles, découvrirent la fission spontanée de l'uranium<br />
et donnèrent certaines estimations brutes de la décroissance par fission<br />
spontanée de cet élément. L'analyse de la pechblende (minéral d'uranium)<br />
par Khlopin et al. (1947) montra qu'elle contenait beaucoup plus de xénon<br />
qu'il n'yen avait habituellement dans les minéraux, et que la quantité de<br />
xénon trouvée était en étroit accord avec l'hypothèse du xénon produit par<br />
fission spontanée. En 1950, Mac Namara et Thode (1950) mesurèrent des<br />
42<br />
ans
concentrations en xénon et krypton de pechblende; ils interprétèrent<br />
l'abondance isotopique anormale trouvée comme le résultat de la fission<br />
spontanée de l'uranium. Ceci a été confirmé par Wetherill (1953). Phinney et<br />
al. (1978) pensent que les excès de xénon fissiogénique des sources de gaz<br />
carbonique de Harding county (Nouveau Mexique) coincident avec le spectre<br />
du xénon issu de la fission spontanée de 1'238U; ils estiment qu'au moins 80%<br />
(et peut-être la totalité) de l'excès de 136Xe est dû à la fission de 238U plutôt<br />
qu'à celle du 244pu. Allègre et al. (1986/87b) attribuent les excès de xénon<br />
fissiogénique trouvé dans des roches du manteau essentiellement à la fission<br />
spontanée de 238U.<br />
En vérifiant les travaux de Reynolds (1960) sur les rapports isotopiques du<br />
xénon de l'atmosphère et de la météorite Richardton, Kuroda (1960) estime<br />
qu'au moins 10 % du 136Xe de l'atmosphère est fissiogénique. Ce xénon<br />
fissiogénique ne proviendrait pas uniquement de 1'238U. 11 fait appel à la<br />
fission spontanée du 244pu pour expliquer les anomalies de xénon 131 à 136.<br />
Rowe et Kuroda (1965), à la suite du calcul de l'âge de la météorite Pasamonte,<br />
conclurent que le xénon fissiogénique dans cette météorite provient à la fois<br />
de la fission spontanée de 238U et du 244pu déjà éteint. Mais le pourcentage de<br />
la contribution de chacun de ces deux éléments n'a pas été donné. En raison<br />
de la longue période de la fission spontanée de l'238U, Bernatowicz et Podosek<br />
(1978) pensent que l'abondance du 136Xe fissiogénique dans l'atmosphère<br />
résulte en grande partie de la fission du 244pu éteint, qui était présent lors de<br />
la formation du système solaire.<br />
43
CHAPITRE 3<br />
A-<br />
METHODE EXPERIMENTALE<br />
INTRODUCTION<br />
Pour analyser les gaz rares, nous disposons d'un spectromètre de masse<br />
à gaz, précédé d'un ensemble dit "ligne" destiné à extraire, à purifier et à<br />
séparer les gaz rares entre eux. La méthode utilisée est de type volumétrique.<br />
B- DISPOSITIF EXPERIMENTAL DE LA METHODE<br />
VOLUMETRIQUE<br />
1- LIGNE: EXTRACTION. PURIFICATION ET SEPARATION DES GAZ RARES<br />
ENTRE EUX<br />
Ce dispositif (fig. 14) sert: à extraire les contenus en gaz dans des<br />
échantillons grâce à un four d'extraction ou broyeur, à purifier le mélange<br />
gazeux des espèces qui ne sont pas des gaz rares (mZ, NZ, HZO, HZS, HZ, des<br />
hydrocarbures... ) grâce' à des fours à titane et des pièges getter SAES; à<br />
séparer les gaz rares entre eux au moyen de deux pièges de charbons actifs<br />
refroidis par de l'azote liquide dont l'un est thermorégulé (CHI). Le but est,<br />
d'une part, d'obtenir dans le spectromètre une pression totale faible [les gaz<br />
rares ne représentent qu'une partie infime environ 5,13 10-3 % (javoy et<br />
al.,1986) des gaz libérés] et, d'autre part, une pression partielle maximale<br />
pour chaque gaz afin que la source fonctionne avec un bon rendement; par<br />
ailleurs il faut éviter l'apparition de masses parasites dans le spectre que<br />
nous allons réaliser.<br />
La ligne est construite en tube de verre "pyrex". Ele est équipée d'une<br />
pompe turbo-moléculaire (TURBO PFEIFFER TPH 110) et diune pompe ionique<br />
(RIBER P.I. 50 Z). Ces appareils permettent d'obtenir dans la ligne, lorsqu'elle<br />
n'est pas utilisée, un vide inférieur à 10-8 Torr indiqué sur ces dernièrs, les<br />
fours à titane étant à 850 0<br />
1- DESCRIPTION<br />
C<br />
La ligne est constituée de deux volumes principaux séparés par la<br />
vanne V4 (Fig. 14): un volume d'extraction appelé V4F, du four d'extraction<br />
(F) à la vanne V4, entre lesquels se placent le broyeur et un four à titane<br />
(Til); et un volume de purification noté V04 (de la vanne V4 à la vanne Vo)<br />
4S
· Cette partie purification comprend deux volumes, séparés par la vanne V3,<br />
utilisés pour la séparation des gaz: un volume V34 qui comprend le volume<br />
entre la vanne V4 et la vanne V3, entre lesquelles se place le piège à charbon<br />
actif thermorégulé, et un volume V30 (de la vanne V3 à la vanne VO). Dans ce<br />
dernier se trouvent deux petits getters SAES, un four à titane (Ti2), et deux<br />
pièges à charbon actif (CH2) et (CH3). Les pièges getter SAES de type API0 GP,<br />
contiennent un alliage Zr-Al (ils sont utilisés à température ambiante pour<br />
absorber l'hydrogène qui est gênant pour l'analyse de l'hélium); le four à<br />
titane est un tube céramique (inoxydable) autour duquel est enroulé une<br />
résistance ( 50 Q, 200 V); chaque spire est séparée de la suivante par une<br />
bande d'amiante; le tout est couvert du ciment céramique à l'alumine; il est<br />
fabriqué au laboratoire. Les petits pièges à charbon actif (CH2) et (CH3) sont<br />
portés à-196° C (refroidis à l'azote liquide); de même le piège à charbon actif<br />
thermorégulé, selon la température à laquelle il est porté, retient, par<br />
adsorption, des gaz rares plus ou moins lourds (paragraphe B-6 de ce chapitre<br />
3).<br />
La vanne VI permet d'isoler un petit volume VOl avant l'entrée du gaz<br />
dans le spectromètre (paragraphe B.II.5.d); certains échantillons<br />
(potassiques et riches en U et en Th) ou même des MORE ou des om<br />
contiennent une quantité en 40A et 4He importante. Le multiplicateur<br />
d'électrons est étalonné sur une certaine gamme; si la quantité de gaz<br />
introduit dans le spectromètre est trop importante, il n'y a plus de relation de<br />
linéarité entre le signal délivré par le multiplicateur d'électrons et la<br />
quantité de gaz émis par la source. Il y a alors des risques de saturation de<br />
l'amplificateur; on se trouve ainsi dans des conditions défavorables pour<br />
mesurer le gaz.<br />
La vanne V8 isole du reste de la ligne la partie four d'extraction et<br />
porte-échantillons; Pendant la mise en place des échantillons, cette dernière<br />
est mise à la pression atmosphérique. Après cette opération, on pompe ce<br />
volume à vide primaire avant d'ouvrir (par la vanne VS) vers la pompe<br />
turbo-moléculaire. Ainsi le reste de la partie extraction et le four Til ne sont<br />
pas mis. à l'air. Ceci est plus favoràble pour les blancs. Le broyeur<br />
communique avec la ligne par la vanne V7. Cette vanne est ouverte lors de<br />
l'expansion dans la ligne des gaz obtenus par broyage d'un échantillon.<br />
47
2- MISE EN PLACE DES ECHANTILLONS<br />
A chaque mise en place d'échantillons, on change le four d'extraction.<br />
La vanne V8 est alors fermée, l'ancien four est coupé et les nouveaux<br />
échantillons sont introduits dans la ligne. On introduit une fournée<br />
d'environ dix échantillons dans le porte-échantillons (fig. 14). Les<br />
échantillons sont placés dans un dispositif en forme de doigt de gant pour<br />
éviter de les confondre. Un nouveau four d'extraction (fig. 15) est alors mis<br />
en place et fixé à la ligne par une soudure.<br />
3- ETUVAGE DE LA LIGNE<br />
Avant la mise en service de la ligne, une importante opération<br />
d'étuvage est réalisée sur l'ensemble du système d'extraction et de<br />
purification. Des fours chauffés par des résistances sont descendus sur la<br />
ligne. La température est augmentée lentement et progressivement jusqu'à<br />
200 0<br />
Cet maintenue à cette température pendant environ quatre à sept jours<br />
(cependant les échantillons sont dégazés à 100-150 0<br />
C seulement au moyen<br />
des cordons chauffants enroulés autour des tubes de verre du porte<br />
échantillons pour evlter une perte de He); on fait redescendre ensuite la<br />
température dans les mêmes conditions que son élévation. On veut éviter<br />
ainsi un choc thermique susceptible d'endommager les parties en verre ou<br />
les passages verre-métal. Les pièges à getter et les fours à titane sont dégazés.<br />
L'ensemble est pompé par une pompe turbo-moléculaire. La pression finale<br />
se situe aux alentours de 10- 8/10-9 Torr. Le but de l'étuvage de l'ensemble du<br />
système est de retirer les gaz adsorbés sur les parois internes de la ligne et<br />
sur les échantillons afin de réduire la contamination atmosphérique et le<br />
blanc du système de l'extraction et purification.<br />
4-<br />
4-a<br />
EXTRACTION DES GAZ<br />
Four d'extraction<br />
Le four d'extraction (fig. 15) est un tube en verre pyrex. Au fond de<br />
celui-ci, sont extraits des gaz des échantillons dans un creuset en molybdène.<br />
Le creuset est fabriqué par alésage d'un barreau de molybdène. Le tube du<br />
four est surmonté d'une visée optique permettant d'observer les échantillons,<br />
par exemple pendant la fusion; elle est protégée par un écran amovible<br />
49
Aimant<br />
F=========:! Bride<br />
Figure=!6: Broyeur<br />
" .<br />
Vanne a ultravlde<br />
TUb e en acier<br />
inoxydable<br />
Bille en acier<br />
inoxydalbe<br />
Echantillon
contre les projections des échantillons chauffés ou l'évaporation qui se<br />
dépose sur le verre, pouvant l'obscurcir. Le creuset, situé dans une bobine<br />
parcourue d'un courant alternatif de haute fréquence fourni par un<br />
générateur, est chauffé par effet joule dû à des courants induits (courants de<br />
Foucault).<br />
La partie inférieure du tube du four renferme une double paroi de<br />
verre dite "chemise à eau" entre laquelle circule l'eau. Elle sert à protéger<br />
l'enceinte de verre d'un réchauffement trop élévé. Entre cette chemise d'eau<br />
et le creuset, se place un tube en quartz servant d'écran au verre contre la<br />
chaleur et des projections d'échantillons du creuset. La température du<br />
creuset est mesurée par un thermocouple dont les deux fils en tungstène<br />
rhénium (W S %-Re/W 2S %-Re) passent à travers la soudure verre-métal.<br />
Cette soudure verre-métal assure l'étanchéité (d'un côté 10-8 Torr de l'autre<br />
760Torr). Les extrémités des deux fils du thermocouple sont logées dans deux<br />
petits trous percés dans le creuset. Le dégazage dans le four d'extraction se<br />
fait en paliers successifs de température (en général trois paliers successifs<br />
de température); au premier palier la température est portée à 800° C;<br />
l'intérêt est de libérer les gaz faiblement liés-(contamination<br />
atmosphérique). Le second palier (1200° C) libère les gaz contenus<br />
essentiellement dans les vésicules. Le palier de haute température (1600° C)<br />
assure un dégazage complet de l'échantillon. Nous avons analysé ainsi les<br />
échantillons:<br />
2TlD40/2; 2TlD44/S3; 2TlD44/Centre; 2TlD44(1); 2TlD44(2); 2TlD4S/Sl.<br />
4-b Broyeur<br />
L'autre moyen d'extraire les gaz des échantillons est le broyage. Le<br />
broyeur (fig. 16) est composé d'un tube en acier inoxydable de 30 mm de<br />
diamètre, avec un fond arrondi. Il est utile d'avoir un fond arrondi sinon on<br />
ne peut pas broyer l'échantillon qui resterait dans les coins de l'enceinte. Le<br />
sommet du tube se termine par une bride qui permet le changement des<br />
échantillons. Ceux-ci sont broyés par une bille enacier inoxydable, de 2S mm<br />
de diamètre. La bille, grâce à un aimant, est entrainée vers le haut, le long<br />
des parois du tube du broyeur. On la laisse ensuite tomber en chute libre au<br />
fond du tube. En général nous opérons un broyage de 100 coups et nous<br />
mesurons les gaz libérés. Cependant dans un cas nous avons fait un broyage<br />
51
progressif, c'est à dire 4 coups/ 10 coups/ 100 coups et nous avons mesuré à<br />
chaque fois les gaz libérés.<br />
Nous supposons que la première expérience (4 coups) permet d'écraser<br />
les plus grandes vésicules, et que les deux expériences suivantes libèrent les<br />
gaz de vésicules de plus en plus petites. Il est intéressant d'analyser par cette<br />
méthode les échantillons vésiculeux. Seul l'échantillon 2nD 43 (0.6667 g)<br />
appelé "popping rock" fut soumis à une telle expérience.<br />
5- PURIFICA TlON<br />
Une fois le mélange gazeux libéré, il se répand dans le volume<br />
d'extraction. Il est exposé, pendant 15 minutes, à de la mousse à titane portée à<br />
une température de 850 0<br />
C (four à titane 1: Til). Au contact du titane chaud,<br />
certaines molécules sont dissociées (CH4, C02, H20, H2S, N2, ... ) avec<br />
dégagement d'hydrogène et piégeage de C, 0, N, S ... par formation de<br />
composés covalents (TiC, TiO, TiN, TiS,...); il se produit aussi une adsorption<br />
d'hydrogène à haute température, mais la réaction est freinée par l'oxydation<br />
du titane (Stout et Gibbons, 1955;Sourdillon, 1960). Mais selon ces auteurs, les<br />
réactions de piégeage de ces molécules précitées (CH4, N2, C02, H20, ... ) se<br />
produisent au-dessus de 700 0<br />
C. Ensuite, le four à titane est refroidi pendant<br />
30 minutes; il se produit un piégeage d'hydrogène par la mousse à titane<br />
(Stout et Gibbon, 1960, Dushman et Laffery, 1962); les résultats des études<br />
menées sur les propriétés physico-chimiques du titane révèlent que la<br />
vitesse d'absorption d'hydrogène devient grande et reste constante entre 20 0<br />
Cet 400 0<br />
C (Dushman et Laffery, 1962); ces auteurs indiquent que la solubilité<br />
d'hydrogène dans ce métal est très importante. Ils considèrent le titane<br />
comme un composé "hybride" titane-hydrogène (que les auteurs notent: TiHr:<br />
r désigne la densité de "l'hybride", ce nombre n'est pas entier; il est égal à<br />
1,75 si le contenu en hydrogène dans la solution solide est maximal). Selon ces<br />
derniers, lorsque les réactions d'absorption avec l'hydrogène sont réalisées,<br />
ce gaz peut être libéré après chauffage du métal à des températures élevées.<br />
Sourdillon (1955),StoutetGibbons (l960) ont indiqué qu'une fois les liaisons<br />
de type covalent établies entre le titane et le carbone, l'oxygène, l'azote, le<br />
souffre,..., les réactions ne sont plus réversibles; quant à l'hydrogène,<br />
Sourdillon doute de la réversibilité de la réaction après qu'il soit absorbé par<br />
ce métal.<br />
Les gaz rares ne sont pas liés du fait de leur inertie chimique. La<br />
procédure précédente de purification est répétée une deuxième fois (Ti2). La<br />
purification des gaz rares est complétée par deux pièges getter SAES qui ont<br />
52
une grande capacité d'absorption d'hydrogène. Après ces deux purifications,<br />
il reste essentiellement un mélange de gaz rares.<br />
6- SEPARATION DES GAZ RARES ENTRE EUX<br />
Le mélange des gaz rares étant purifié, il est préférable d'analyser<br />
chaque gaz rare séparément pour trois raisons:<br />
- la source fonctionne avec un meilleur rendement et une meilleure linéarité<br />
si la pression totale est inférieure à - 10-7 Torr. Lorsque la pression totale est<br />
forte les ions accélérés ont des chances de percuter des atomes se trouvant<br />
sur leur trajectoire; cela va diminuer le rendement de la source.<br />
- il est matériellement impossible de mesurer successivement tous les isotopes<br />
de He, Ne, A, Kr et Xe, 23 isotopes; il faudrait un temps beaucoup trop long; or<br />
un des problèmes de la spectrométrie à gaz rares est que les signaux évoluent<br />
au cours du temps, subissant des échanges avec les gaz adsorbés sur les parois<br />
internes de la machine (comme par exemple avec les gaz rares de<br />
l'échantillon de gaz précédent s'il y a effet de mémoire).<br />
-Il existe des cas d'interférences entre masses simplement et<br />
doublement ionisées des différents gaz ou molécules suivant les rapports<br />
masse/charge (m/q): la masse IID+ ou Tt(3) vient s'ajouter sur l'ion 3He+;<br />
LJOA2+ sur la masse 20+ de l'ion 20Ne+; CD22+ (44) sur 22Ne+; LJOA2+ sur OOKr+,<br />
On sépare les gaz rares en quatre fractions: He+Ne/A/Kr/Xe; Chaque<br />
phase de séparation dure 30 minutes, selon le mode suivant:<br />
Le piège à charbon actif thermo-régulé (CHI) est refroidi à la<br />
température -196° C à l'azote liquide. Il adsorbe les gaz lourds (A, Kr, Xe) et<br />
laisse libre He et Ne. Le volume convenable des gaz libres (VOl ou VŒ) (He,<br />
Ne) est introduit dans le spectromètre. Les gaz sont mesurés et ensuite<br />
évacués à l'aide d'une pompe ionique du spectromètre de masse et celle de la<br />
ligne. On ferme la vanne V4, Ensuite, le piège à charbon actif CHI est porté à<br />
la température -155° C. Cette température permet la désorption de l'argon<br />
alors que le krypton et le xénon restent adsorbés sur CHI. Il se produit un<br />
déséquilibre, une partie de l'argon est libérée. de CHI et immédiatement<br />
piégée par CH2 (refroidi à l'azote liquide: -196° C); ainsi on déplace l'argon de<br />
CHI vers CH2; cependant le Kr et Xe restent piégés par CHI. L'argon gazeux<br />
sera obtenu en fermant la vanne V3 et portant le piège CH2 à la température<br />
ambiante. Pour les mêmes raisons annoncées plus haut (voir paragraphes<br />
B.U et B.I1.S.d); un volume convenable (VOl ou Vœ) du gaz est introduit dans<br />
le spectromètre; puis le gaz est évacué après la mesure. CHI est ensuite porté à<br />
53
-110 0<br />
C, température de désorption du krypton, le xénon restant piégé; le petit<br />
piège CH2 est lui refroidi à l'azote liquide (-196 0<br />
C) et il yale même processus<br />
décrit en haut, déplacement de Kr de CHI vers CH2 dès que la vanne V3 est<br />
ouverte. On referme comme dans les cas précédents la vanne V3, et CH2 est<br />
porté à la température ambiante. Le gaz dans tout le volume VQ3 est introduit<br />
dans le spectromètre et mesuré ensuite. Enfin, après pompage de ce dernier,<br />
le xénon sera libéré de CHI à 110 0<br />
C (toutes ces températures sont obtenues au<br />
moyen d'un régulateur de température), et tout le volume V04 sera mesuré (le<br />
Kr et Xe sont moins abondants que les trois premiers gaz). Ainsi on peut<br />
obtenir les fractions de gaz individuel à 80-96 % près (voir tableau 3).<br />
Tableau 3 : un exemple sur des fractions de gaz individuel après séparation<br />
des gaz entre eux.<br />
11-<br />
1 -<br />
36A(%) 84Kr(%) 132Xe(%)<br />
Fraction d'A 90-96 10-15 4-6<br />
Fraction de Kr 4-10 82-86 5-10<br />
Fraction de Xe 0 1-3 91-84<br />
SPECTROMETRE DE MASSE ARES/BO 1<br />
PRINCIPES DE LA METHODE<br />
Le spectromètre de masse à gaz est conçu pour mesurer des quantités et<br />
les rapports isotopiques des gaz rares. Il faut au préalable l'étalonner. Le<br />
standard commode utilisé est l'air pour tous les gaz rares sauf pour l'hélium<br />
(il est en abondance très faible dans l'air). Pour cet élément, nous analysons<br />
un échantillon préalablement mesuré par d'autres laboratoires; et un<br />
ajustement des valeurs d'hélium est fait lorsqu'il y a un écart entre les<br />
mesures. Pour l'air, au moyen d'un dispositif (fig. 20), nous utilisons une<br />
quantité connue ( 1,104.10-4 cm3 STP) . La quantité de chaque gaz est connue,<br />
puisque leur pourcentage dans l'air est bien déterminé (voir U. S. Standard<br />
Atmosphère, 1962 et Mirtov, 1961). La méthode volumétrique consiste à<br />
rapporter ces quantités de gaz connues au signal délivré (il s'établit alors une<br />
relation linéaire entre l'abondance du gaz et le signal délivré pour ce gaz).<br />
Ainsi il est possible de calculer l'abondance du gaz mesuré dans un<br />
échantillon. Cette méthode exige la connaissance de la sensibilité de<br />
S4
3- SOURCE D'IONS<br />
La source d'ions (fig.18) est une source conçue par Heinrich Baur (EnI<br />
Zurich, Suisse)[H. Baur, 1980].Ble ne comporte pas d'aimant dans la chambre<br />
d'ionisation comme dans la source de Nier (Nier A.O., 1950). Le problème de la<br />
source à gaz est d'accroître le rendement d'ionisation; les ions sont créés par<br />
collision des atomes du gaz avec les électrons émis par le filament chaud; la<br />
probabilité de collision est faible dans les conditions où l'on désire travailler.<br />
La solution réalisée par Nier est de placer dans la source un champ<br />
magnétique amenant les électrons à faire un mouvement hélicoïdal dans leur<br />
trajectoire. Celui-ci augmente le parcours des électrons entre le filament et la<br />
trappe, accroissant ainsi la probabilité de collision. Mais ce procédé paraît<br />
compliqué; ce type de source se révèle sensible aux variations de pression, à<br />
la fois pour la sensibilité et la discrimination de masse.<br />
Baur n'a pas mis de champ magnétique dans la source (fig. 18). Cette<br />
source est particulièrement étudiée pour que sa sensibilité dépende très peu<br />
de la pression dans les conditions où l'on travaille [pour des détails, consulter<br />
Baur, 1980]. Cette source est à symétrie cylindrique. Ble possède un excellent<br />
rendement qui varie de 20% lorsque la pression partielle passe de 10- 8 à 10-6<br />
Torr. Nous avons jusqu'à présent, analysé les gaz des échantillons basaltiques<br />
à des pressions inférieures à 10- 7 Torr. La source produit des ions, les<br />
accélère dans la direction de l'axe optique du spectro, et les focalise sur une<br />
fente-source grâce à diverses lentilles électrostatiques (fig. 18).<br />
La largeur de la fente est 0.15 mm. Ble a été choisie pour obtenir une<br />
sensibilité importante pour les gaz peu abondants, et pour séparer les<br />
isotopes du xénon. Par contre, elle ne permet pas de séparer par exemple le<br />
pic de l'hélium-3 du pic formé par les ions 00+ et T+. Nous verrons dans ce<br />
qui suit les solutions apportées à ce problème.<br />
4- COLLECTION DES IONS ET FORMA TlON DU SIGNAL<br />
Le spectromètre de masse ARESlBO 1 possède un système de deux fentes<br />
images; une donne accès à la cage de Faraday et l'autre au multiplicateur<br />
d'électrons (multi). Le gain du multiplicateur est de 17700 à une tension de<br />
14DOV. Cette valeur élevée offre au spectro une grande sensibilité (voir plus<br />
loin) . Le multiplicateur d'électrons (17 dynodes) permet de mesurer de très<br />
petites quantités de gaz (3He, 36A, Kr, Xe) de l'ordre de 10-12 cc STP pour 1'36A<br />
et 10- 14 cc STP pour le l30Xe; avec la cage de Faraday, on mesure de grandes<br />
quantités de gaz (4He, 4OA) jusqu'à 10-5 cc STP pour 1'40A et 10-7 cc STP pour<br />
58
paramètres géométriques] les valeurs des facteurs varient très peu au cours<br />
du temps. Les valeurs moyennes des facteurs: M 109/F 1011 , M lO 11 /M 109, M<br />
10 9 /F 1010 ainsi que leurs déviations standard sont respectivement: 145 ± 2;<br />
85± 1; 1770± 2. Ces valeurs montrent que les facteurs peuvent être considérés<br />
comme constants au cours d'un temps de quelques jours, mais peuvent varier<br />
davantage sur un laps de temps de quelques semaines voire des mois. C'est<br />
pour cela que les facteurs sont déterminés pour chaque mesure..<br />
Nous pouvons estimer que l'appareil travaille dans des conditons<br />
satisfaisantes.<br />
Des rapports isotopiques supérieurs à 106 peuvent être mesurés après<br />
détermination des facteurs multi-Faraday.<br />
Ce spectromètre de masse présente quelques inconvénients. Avec les<br />
largeurs de la fente source (0.15 mm) et de la fente du multi (004 mm), le<br />
pouvoir séparateur théorique de l'appareil est de 207; la valeur mesurée du<br />
pouvoir séparateur est de 190 à 50 % de hauteur du pic. Par contre il a une<br />
bonne sensibilité. Ce pouvoir séparateur est suffisant pour séparer les<br />
isotopes les plus lourds, par exemple le xénon, mais insuffisant pour séparer<br />
le pic de 3He du pic de la contribution en I-ID+ + Tt, il faudrait 600. Cependant,<br />
la paroi en verre du spectromètre (paragraphe B.II.2) permet d'éliminer<br />
facilement par étuvage l'hydrogène et les autres gaz adsorbés sur le verre,<br />
contrairement au spectromètre à paroi en métal qui dégage en général<br />
beaucoup d'hydrogène; de plus, la mise en place de deux pièges getter SAES<br />
utilisés à la température ambiante minimise la quantité d'hydrogène dans le<br />
spectro, c'est à dire la contribution de I-ID+ et Tt sur la masse 3. Par exemple<br />
(J-ID+ + 1't-)/1-12+ =0,00025,or la quantité de H2+ est mesuré par le spectromètre;<br />
on arrive ainsi à corriger la contribution en I-ID+ + T+. La contribution en<br />
l-lD+ + Tt- est en général inférieure à 1 % de 3He mesuré pour les MORE.<br />
5- MESURES ET CORRECT/ONS<br />
5-a Mesure d'une prise d'air - Sensibilité - Discrimination de masse<br />
Pour que les mesures de quantités de gaz et de rapports isotopiques<br />
soient exploitables, il faut les rapporter à la mesure, d'un standard connu; on<br />
utilise l'air pour Ne, A, Kr et Xe. Pour l'He, on mesure un échantillon déjà<br />
analysé par d'autres laboratoires. Nous utilisons cet échantillon comme<br />
standard. Ceci permet d'évaluer:<br />
61
Vi = 0,61 cm 3 j V2 = 1022<br />
3<br />
cm j V3 =<br />
0,18515 cm 3<br />
(volume calibré).<br />
Figure 20: Appareils pour les prises d'air<br />
vers<br />
la 1i gne
2_ d'autre part, les sensibilités pour les divers gaz;<br />
la sensibilité est le volume du gaz mesuré divisé par l'intensité du signal<br />
exprimé en mV. Elle permet de calculer les quantités de gaz (méthode de<br />
comparaison des hauteurs de pics). Nous présentons figure 20 l'appareillage<br />
destiné à faire des"prises d'air".<br />
Les volumes successifs servent à diluer le gaz. Mais avant la prise d'air,<br />
l'ensemble des volumes est vidé jusqu'à obtention d'un vide de 10- 7 Torr. Nous<br />
séparons en un premier temps une quantité de 0,61 cc STP d'air dans le petit<br />
volume VI, la vanne v 1 étant fermée; puis les gaz sont détendus dans le<br />
volume VI + V2 après avoir fermé la vanne vo. Le volume V2 (1022 cc STP)<br />
nous sert, pour de nombreuses fois, de prise d'air. Avec le volume V3 calibré<br />
(0,1852 cc STP), nous introduisons dans le spectro, à chaque fois, une quantité<br />
fixe de gaz lors d'une prise d'air. A ce niveau deux objectifs sont fixés:<br />
-il faut connaître le volume d'air introduit dans le spectro en supposant qu'il<br />
est dans les conditions standard de température et de pression;<br />
-il faut déterminer la sensibilité du spectromètre.<br />
Pour résoudre ce problème, nous appliquons la loi de MARIOTTE des gaz<br />
parfaits; et nous supposons que la température est constante et égale à la<br />
température standard.<br />
Supposons que Pl représente la pression atmosphérique, la détente du gaz se<br />
traduit par la relation:<br />
la deuxième détente du gaz est traduite par:<br />
or V3
on trouve Vo = 1,10410- 4 cm3 STP d'air et la quantité de chaque gaz, à raison<br />
de leur proportion dans l'air (tableau 6):<br />
Tableau 6: quantité de chaque gaz pour une prise d'air<br />
gaz abondance proportion dans l'air rVol(%)l<br />
He 579.10-10 cm3 STP 5,24.10-6<br />
Ne 201.10-9 cm3 STP 1 82.10-5<br />
A 103.10-6 cm3 STP 934.10-3<br />
Kr 126.10-10 cm3 STP 1 14.10-6<br />
Xe 961.10-12 cm3 STP 87.10-8<br />
Les causes des fluctuations des sensibilités du spectro sont multiples:<br />
_l'électronique est sensible aux variations de la température bien que le<br />
spectro soit installé dans une pièce thermo-régulée;<br />
- le vieillissement du filament du spectromètre;<br />
- la modification des paramètres géométriques du spectromètre (changement<br />
de la position de l'aimant lors de l'étuvage du spectro ou d'une ouverture de la<br />
paroi en verre de celui-ci pour d'éventuelles réparations, etc ... ).<br />
C'est pourquoi la prise d'air doit être fréquente. Dans la plupart du temps, les<br />
valeurs des sensibilités restent contantes au cours du temps. Le tableau 7 ci<br />
aprés indique les sensibilités.<br />
Tableau 7: sensibilité du spectro pour chaque gaz en cc STP/mV.<br />
Eléments F 1010 FlO11 M 109 M 10 11<br />
41-le( 10-11 ) 167 500± 8375 1155± 0057<br />
20NeOO-12) 7 624± 0076<br />
36A(l0-13) 8 949± 0181<br />
84Kr( 10-14) 2,622± 0005<br />
132Xe(l0-14) 3,640± 0,021<br />
Pour l'hélium nous avions comparé les valeurs mesurées par D. W. Graham<br />
(1987) sur des basaltes transitionnels avec celles que nous avions mesurées;<br />
nous trouvons, après le calcul sur la masse 4, une sensibilité de 1,67510- 9 cm 3<br />
STP ImV sur F 10 11 et 1,155 10-11 cm3 STP ImV sur M 109. L'erreur sur He à<br />
partir des données de Graham (987) est estimée à 5 %. Pour le reste des gaz,<br />
les sensibilités sont obtenues à partir d'une prise d'air.<br />
66
due au dégazage du creuset et de l'enceinte du four. L'élévation de la<br />
température augmente l'énergie cinétique des gaz.<br />
Les gaz du blanc lors de l'expérience de broyage proviennent des surfaces de<br />
l'échantillon; durant le broyage les surfaces de la bille et du broyeur se<br />
frottent avec les échantillons frais des MORE entraînant la libération de ces<br />
gaz (Staudacher et al., 1986).<br />
5-c Mesure du bruit de fond du spectromètre de masse<br />
Malgré le pompage par une pompe ionique et l'étuvage du<br />
spectromètre, il reste toujours du gaz. Ce gaz provient probablement des gaz<br />
et des hydrocarbures adsorbés sur les parois internes du verre et de la<br />
désorption de la pompe ionique et des parties métalliques.<br />
Cette résiduelle de gaz est appelée "bruit de fond" du spectromètre.<br />
Avant l'introduction du gaz à mesurer (He, Ne, A) il est indispensable<br />
de mesurer le bruit de fond du spectromètre. Lorsque celui-ci est réalisé, il<br />
sera déduit de la mesure d'un échantillon, sauf pour le Kr et le Xe. Pour ces<br />
gaz, il est impossible de détecter un bruit de fond. Les quantités maximales<br />
limites pour le Kr et le Xe sont environ 0,1-0,3 mY pour chacun; ceci<br />
correspond à 0,2-0,8.10-14 cm3 STP pour la masse 84 et 0,4-1.10- 14 cm 3 STP<br />
pour la masse 132.<br />
A titre d'exemples nous indiquons ci-après quelques valeurs du bruit de fond<br />
des masses suivantes:<br />
Tableau: 9 valeurs du bruit de fond des masses: 4, 20,36,40.<br />
masse abondance<br />
4 2,3.10-8 cm3 STP<br />
20 7 0.10-12 cm3 STP<br />
36 4 0.10-13 cm3 STP<br />
40 2 0.10-11 cm3 STP<br />
On peut affirmer que les analyses des échantillons sont réalisées dans<br />
des conditions satisfaisantes. Tout comme la mesure du blanc de la ligne, les<br />
masses 4, 20,36,38,40, lors de la mesure du bruit de fond du spectromètre sont<br />
mesurées sur M 109. Les bruits de fond des masses, 3, 21, 22, 38 ne sont pas<br />
mesurés parce que les intensités des signaux, comme dans le cas du Kr et du<br />
Xe, ne peuvent pas être détectées par le spectromètre (très faibles).<br />
68
S-d Mesure d'un échantillon de gaz<br />
Après la mesure du bruit de fond du spectro, le gaz peut être introduit.<br />
La mesure des gaz se fait en statique. Cela consiste à fermer la vanne qui<br />
communique avec la pompe ionique du spectro ; le gaz est introduit dans<br />
l'appareil. Après l'entrée du gaz, on attend que les pressions s'équilibrent<br />
avant de le mesurer. Rappelons que certains gaz sont très abondants dans les<br />
matériels terrestres (l'isotope 4 de l'hélium: 4He et l'isotope 40 de l'argon:<br />
4OA) ; or le signal maximal délivré par ARESlBO 1 est de 10 volts. 11 est utile,<br />
lors de l'introduction du gaz, d'isoler d'abord, avec la vanne VI un petit<br />
volume VOL aussi bien pour l'hélium que pour l'argon. On vérifie très<br />
rapidement la quantité de gaz contenue dans ce petit volume; connaissant<br />
dans le cas de l'hélium le facteur multiplicatif (12 = VOF/ VOl pour l'He), si la<br />
totalité VOF du gaz peut être mesurée, on introduit tout le volume du gaz dans<br />
le spectro ; lorsque le signal relatif à 4He est voisin de l'intensité maximale<br />
mesurable, il est préférable de n'introduire dans le spectro que le petit<br />
volume VOl. On opère ainsi à cause de la forme du pic: le plat du pic est moins<br />
bon lorsqu'on approche de la saturation.<br />
Dans le cas de l'argon, le facteur multiplicatif ( V03 / VOl) est de 5.<br />
11 est toutefois utile d'introduire au préalable le petit volume VOl pour les<br />
mêmes raisons précédentes.<br />
Lorsque la mesure des gaz est réalisée, il faut extrapoler les intensités et les<br />
rapports isotopiques vers le temps d'introduction du gaz dans le spectromètre.<br />
Cette opération est nécessaire car il se produit plusieurs phénomènes:<br />
1) consommation des gaz par ionisation et implantation dans les collecteurs et<br />
les parois du spectromètre,<br />
2) échange des gaz avec les gaz des parois internes du spectromètre. Ce<br />
dernier change parfois significativement les rapports isotopiques. Par<br />
exemple en mesurant l'argon avec un rapport 4OA/36A important le<br />
phénomène suivant se produit: 1'40A est consommé (voir le cas précédent)<br />
mais 1'36A augmente dans le spectromètre dû à un échange du gaz à analyser<br />
avec des gaz implantés sur les parois qui ont un rapport isotopique<br />
atmosphérique; il est donc nécessaire de déterminer les intensités et les<br />
rapports isotopiques des gaz au temps d'introduction du gaz dans le<br />
spectomètre(fig. 21);<br />
3) pour l'hélium on peut observer que 4He augmente dû à la diffusion de<br />
l'hélium atmosphérique dans le spectromètre. Ceci n'influence en général<br />
pas les rapports 4He/3He dû à la grande quantité d'hélium dans les MORE.<br />
69
de xénon, l'isotope 130 (BOXe) est utilisé comme isotope de référence<br />
parcequ'il est stable et non radiogénique.<br />
Les valeurs brutes obtenues sont ramenées à une seule configuration<br />
de mesure (grâce aux facteurs multi-Faraday). Ces valeurs sont corrigées:<br />
- des valeurs du bruit de fond<br />
- des valeurs du blanc<br />
- des valeurs de la contribution des masses parasites (HD+, T'+, 4OA2+, 40A+2,<br />
... )<br />
- et de la discrimination de masse.<br />
Lorsque ces opérations sont réalisées, il est possible de calculer les<br />
valeurs finales des concentrations et des rapports isotopiques de<br />
l'échantillon.<br />
5-1 Calcul des erreurs<br />
-Erreurs sur les rapports isotopiques corrigés de la discrimination de_masse<br />
RI(l): rapports isotopiques mesurés de l'échantillon<br />
1: un paramètre variant de I à une valeur p<br />
0RI: erreurs sur RI (1)<br />
Rrrn(l): rapports isotopiques mesurés de l'air<br />
aRma: erreurs sur Rma(I)<br />
Ra(l): rapports isotopiques théoriques del'air<br />
On suppose que l'erreur sur le rapport isotopique de l'atmosphère [Ra(l)] est<br />
nulle; ce qui est justifié puisque tout le monde utilise les mêmes rapports.<br />
R2(l): rapports isotopiques de l'échantillon corrigés de la discrimination de<br />
masse<br />
Si nous désignons par OR2, les erreurs sur R2(1);<br />
nous savons que: R2(1) =RI (I).Ra(I)/Rrrn<br />
En définissant une fonction des variables RI(l) et Rrrn(l), F(RI,Rrrn ):<br />
F( RI ,Rrrn) =In( R2 (1)) = In(Rl) - ln (Rrrn ) + ln (Ra)<br />
(dF)2 =(oF/oRI)2 .ORI 2 + (oF/oRrrn)2.oRma2<br />
- Erreurs sur des rapports isotopiques corrigés du blanc<br />
lm: intensités mesurées des gaz dans l'échantillon<br />
0lm: erreur sur lm<br />
lb: intensités mesurées des gaz du blanc<br />
72
al b: erreurs sur 1b<br />
1\3(1): rapports isotopiques corrigés du blanc de la ligne<br />
0IU: erreurs sur R3(1)<br />
1\3(1) =(lm.R2(I) - Ib.Ra(l))/(lm -lb)<br />
0R3 = ([1\2(I)/(Im.R2(I) - Ib.Ra(l)) - lI(Im - Ib)]2.0Im 2 + [Im.oR2/(Im.R2(1) <br />
Ib.l\a(l))]2 + [(l\a(l)/(lm.1\2(I) - Ib.Ra(l)) - lI(1m -lb)]2.0Ib2}112<br />
- Erreurs sur la sensibilité du spectromètre<br />
G(I): quantité de l'isotope d'un gaz mesurée dans la prise d'air (cc STP)<br />
oc; erreur sur G(I)<br />
ln: intensité du signal mesurée pour un isotope contenu dans la prise d'air<br />
(mV)<br />
al n: erreur sur 1n<br />
If: intensité du signal d'un isotope de ce gaz dans d'autres fractions de gaz lors<br />
de la séparation des gaz rares entre eux (seulement pour A, Kr, Xe).<br />
Iz: intensité du zéro du pic (seulement pour He, Ne, A)<br />
On suppose que les erreurs sur Iz et If sont négligeables.<br />
S(I): sensibilité du spectromètre pour un gaz donné (cc STP/mV)<br />
aS: erreur sur S( 1)<br />
S(I) =G(I)/(ln + If - lz)<br />
aS =[(oc;lG(I)) 2 + (OIn/(In + If-Iz) )2]112<br />
- Erreur sur la concentration d'un isotope du gaz dans l'échantillon<br />
Ibr: intensité du signal du bruit de fond de ce gaz<br />
Isf: intensité du signal mesurée pour un isotope de ce gaz contenu dans<br />
d'autres fractions de gaz lors de la séparation des gaz rares entre eux<br />
Iz: intensité du zéro du pic<br />
On suppose que les erreurs sur Iz, Isf et Ibr sont négligeables.<br />
P: poids de l'échantillon de roche (en gramme: g)<br />
op: erreur sur P<br />
C(I): concentration réelle d'un isotope du gaz dans l'échantillon de roche (cc<br />
STP/g)<br />
oc: erreur sur C( 1)<br />
C(I) =(lm + Isf - Ibr - Ib-Iz).S/P<br />
Nous rappelons que l'erreur peut être calculée à partir de la fonction:<br />
F(Im, lb, P, S) = In(lm + Isf - Ibr - lb - Iz) + InS - 1n P<br />
73
et on écrit: (dF)2 = (aF/aIm)2a1m 2 + (aF/aIb )2a1b2 + (aF/aS)2as2 + (aF/ap)2ap2<br />
lac = [(alm 2 + alb 2 )/(Im + Isf - Ibr - Ib- Iz)2 + (as/S)2 + (ap/p)2]112<br />
74
CHAPITRE 4 LOCALISATION, DESCRIPTION DES ECHANTILLONS,<br />
RESULTATS ET DISCUSSION<br />
A- 1) LOCALISATION<br />
La localisation des roches analysées est indiquée à la figure 22. Elles<br />
ont été draguées à l'axe de la dorsale médio-Atlantique lors d'une mission<br />
Franco-Soviétique à bord du navire océanographique Soviétique AKADEMIK<br />
BORIS PErROY (Vernadsky Institute for geochemistry Moscow), d'avril à mai<br />
1985.<br />
Les échantillons notés 2nD 40 à 2nD 48 sont des basaltes de dorsale (MORS)<br />
d'âge zéro, récoltés à l'axe entre 12° 24' N et 16° 20' N [figure 22 et 23].<br />
L'échantillon 2rrD 40/2 a été prélevé entre la zone de fracture Marathon et la<br />
zone de fracture Mercurius; 2rrD 43, 2rrD 44, 2rrD 45, se situent sur le haut<br />
topographique 14° N, limité au Sud par la zone de fracture Marathon et au<br />
Nord par la zone de fracture 15-20; immédiatement au Nord de la zone de<br />
fracture 15-20, se situent les zones de prélèvement des échantillons 2rrD 47 et<br />
2rrD 48. Lors de la même 'mission, d'autres échantillons ont été dragués dans<br />
l'Atlantique Sud; il s'agit de 2rrD 26 situé à l'axe de la dorsale à 19° 59'30s, au<br />
Sud-Ouest de l'île de St-Hélène et 2rLD 35 (8° 41' S) sur le flanc Ouest de<br />
l'anomalie magnétique 13, dont l'âge est de 30 millions d'années (Ma), au<br />
voisinage de la ligne de coulée Ascension. Aucun de ces échantillons n'a été<br />
prélevé sur le flanc d'une faille transformante; un des buts de cette mission,<br />
est d'examiner les variations isotopiques des gaz rares et des traceurs non<br />
volatils en fonction de la topographie; en d'autres termes, on veut savoir si<br />
les dorsales océaniques de haute topographie ont la même composition<br />
chimique que celles de basse topographie; les premières seraient-elles le<br />
résultat d'une montée de matériel de type point chaud (Schilling et al., 1985)?<br />
Un échantillon de MORE CH 31-DR 11, appelé "popping rock", de la zone<br />
FAMOUS, a été dragué en 1972, lors d'une mission du navire océanographique<br />
Jean Charcot, sur un bord du rift médio-Atlantique à la latitude 36° 49' N, au<br />
sud des Açores (Hekinian et al., 1973) [figure 22J.<br />
L'échantillon WPli, qui est une roche de l'île de St'-Paul, est situé près de l'axe<br />
de la dorsale, dans l'Atlantique Sud (0 0<br />
56' N,29° 22' W) [Roden et al., 1984J.<br />
Les localisations précises, les profondeurs de dragage et les vésicularités sont<br />
indiquées au tableau 10.<br />
77
ofondeur[m]<br />
3,000<br />
4,000<br />
5,000<br />
2 TI0 - tJ.C':><br />
12<br />
13 14.· 15<br />
latitude<br />
Figure 23: Localisalion des échantillons suivant la profondeur cl la latitude.<br />
16
Tableau: 10 localisation, profondeur et vésicularités des échantillons<br />
Sous-échantillons Localisation Profondeur Vésicularité<br />
rml f%l<br />
2nD- 26 19° 59'30S 2470 nd<br />
11 ° 52'90W<br />
35 8 ° 41' S 4650 nd<br />
20° 00' W<br />
40 12° 24' N 4620 nd<br />
44° 06'09 W<br />
43 13° 46' N 3510 17,1<br />
45° 00'60 W<br />
44 14° 19'90N 3290 1,11<br />
45° 02'64 W<br />
45 14° 29'90 N 3750 1,44<br />
44° 50'25 W<br />
47 15° 52'84 N 3420 1,83<br />
.,<br />
46°34'53 W<br />
48 16° 20'80 N 3440 2,77<br />
46° 35'50 W<br />
CH31-DR 11 36° 49'3 N 2480 nd<br />
3Y 15' W<br />
WPIi 0° 56' N - nd<br />
29° 22' W<br />
nd: la vésicularité n'a pas été déterminée.<br />
2- DESCRIPTION DES ECHANTILLONS.<br />
Nous avons sélectionné, lors de la préparation des échantillons, des<br />
fragments de verres basaltiques. Ceci a été réalisé sous une loupe binoculaire,<br />
au moyen d'une pointe métallique, en enlevant les phénocristaux. Ces verres<br />
sont de taille centimétrique. Le choix de ces grandes tailles présente deux<br />
avantages:<br />
- le premier consiste à minimiser la surface par rapport au volume ce qui<br />
permet de réduire la quantité de gaz atmosphérique adsorbé en surface<br />
(Sarda et al., 1985),<br />
79
Figure 24: Section agrandie de la "popping rock".
- le second est l'absence de fragmentation des échantillons (durant la<br />
préparation),· qui limite la perte de gaz contenu dans les vésicules. Ces<br />
dernières contiennent en effet la majorité des gaz rares de l'échantillon.<br />
"La presque totalité des échantillons n'a pas fait l'objet d'une étude<br />
pétrographique mais les compositions chimiques permettent de les classer.<br />
Les d'éléments majeurs mesurés par Bougault et al. (1988), sur les<br />
échantillons 2nD 40 à 2rrD 48 (tableau 11), montrent que les basaltes dragués<br />
entre 10° N et 1r N sont typiquement de composition tholéitique. Ceci est<br />
aussi valable pour les dragues 2rrD 26 et 2rrD 35. Tous ces échantillons sont des<br />
verres tholéitiques, avec de rares phénocristaux, à l'exception de 2rrD 40, qui<br />
contient des phénocristaux de plagioclase et quelques olivines de taille<br />
centimétrique.<br />
La proportion des vésicularités a été déterminée sur une coupe polie. Elle est<br />
de 1 à 3 % en volume, sauf pour la "popping rock" 2rrD 43 (fig. 24) où elle<br />
atteint 17 %. Cet échantillon est extrêmement riche en volatils: sur le pont du<br />
navire ont été perçus des sons audibles, des éclatements de vésicules<br />
immédiatement après le dragage, dus, probablement à l'effet de<br />
décompression (Communication personnelle à Ph. Sarda); sous cet effet,<br />
l'échantillon effectuait de petits sauts, d'où le nom "popping rock". L'analyse<br />
de tous les gaz rares de tels échantillons a été réalisée lors de cette étude.<br />
L'analyse des éléments majeurs de la "popping rock" CH 31-DR 11 faite par<br />
Hékinian et al. (1973) [tableau 11] ne présente pas de caractéristiques<br />
particulières. Elle montre qu'elle a une composition tholéitique. Les cristaux<br />
d'olivines y sont rares. Ces auteurs notent une vésicularité importante de<br />
l'ordre de 10% en volume. Cette popping rock CH 31-DR 11, comme celle de la<br />
drague 2rrD43 a subi des pertes de gaz importantes après le dragage.<br />
D'après Wiseman (1966), Roden et al. (1984), la roche WPli de St-Paul, vient<br />
d'un complexe ultramafique mylonitisé. C'est une péridotite à olivine-deux<br />
pyroxènes-spinelle, contenant 10 à 15% de hornblende clair-marron.<br />
81
B- PROCEDURES ANALYTIQUES<br />
Nos échantillons, avant leur mise en place dans le porte-échantillons,<br />
ont été nettoyés dans un bain ultrasonique d'éthanol ultra pur pendant 10<br />
minutes et ensuite séchés et pesés. Le poids varie entre 0,5 et 2,5 grammes<br />
[tableau 13].<br />
La méthode d'extraction des gaz rares est décrite au chapitre 3. La<br />
température des différentes fractions et le nombre de coups pour chaque<br />
fraction de broyage sont donnés aux tableaux 12 et 13. Les échantillons<br />
broyés sont notés "C". Un aliquot de la popping rock 2rrD43 a été mesuré dans<br />
une ampoule de gaz appelée 2nD 43* (tableaux 12 et 13); la préparation de<br />
celle-ci faite dans le laboratoire des isotopes stables de l'l.P.G. de Paris ( de M.<br />
Javoy) était destinée à l'analyse des isotopes stables.<br />
Tous les gaz rares ont été mesurés avec le spectromètre de masse ARESlBO l.<br />
Les données isotopiques d'hélium de Sarda et al. (1988) ont été incluses.<br />
C- RESULTATS ANALYTIQUES<br />
Nous donnons les concentations et les rapports isotopiques des gaz<br />
rares aux tableaux 12 et 13. Nous avons également reporté les concentrations<br />
du krypton; par contre les rapports isotopiques de cet élément ne sont pas<br />
mentionnés car identiques à ceux du krypton de l'air. Les rapports<br />
isotopiques du néon ont été déterminés par Sarda et al. (1988) sauf pour 2nD<br />
43 mesuré par fractions de broyage. On doit souligner que les mesures<br />
d'argon et d'hélium sont:<br />
a) plus complètes (les très petites quantités de xénon sont parfois impossibles<br />
à mesurer),<br />
b) plus précises que celles du xénon.<br />
C'est pourquoi l'interprétation des données se limitera à l'argon et l'hélium.<br />
Nos mesures révèlent des variations des rapports isotopiques 40Ar/ 36 A<br />
e:-..1:rêmement importantes sur une petite distance (450 km): de 340 ± 5 à 28150<br />
± 330; cette valeur apparaît plus élevée pour les MORE; on petit constater des<br />
variations similaires des concentrations d'argon, avec des valeurs extrêmes<br />
de 10- 11 et 10- 7 cc STP/g pour l'argon 36(36A), de 5.10- 8 et 2,84.10- 5 cc STP/g<br />
pour l'argon 40radiogénique (40A*) [40A* = (40A/36A - 295,5)(36A)], soit un<br />
facteur 10000 pour les variations d'36A, et 1000 pour celles d'40A*. Ces<br />
variations isotopiques dépassent celles déjà connues sur les dorsales<br />
océaniques. De plus, certains des échantillons du segment étudié (14° N) ont<br />
83
\- ECHANTILLONS DE L'ATLANTIQUE NORD<br />
a) Les échantillons 2IID 40 à 2IID 48<br />
L'échantillon 2rrD40/2 situé au sud du haut topographique étudié, dans<br />
un petit segment de dorsale décalé par transfonnante, est le plus profond de<br />
l'ensemble de nos échantillons de l'Atlantique Nord (4620 m). Deux aliquots<br />
ont été analysés suivant deux méthodes d'extraction de gaz; l'un, 2rrD 40/2C<br />
soumis au broyage en une seule fraction (100 coups), a une concentration en<br />
36A de 13,8 ± 0,5.10- 12 cc STP/g et un rapport 40A/36A de 22960 ± 560; par<br />
contre, celui qui est analysé à l'aide de la méthode de chauffage par paliers de<br />
température (800° C, 1200° C, 1600° C), montre respectivement, 23,1 ± 0,3.10<br />
12; 64,7± 2,7.10- 12 et 7,8 ± 1,3.10- 12 cc STP/g pour les concentrations en 36A,<br />
soit une concentration totale de 95,6.10- 12 cc STP/g en 36A, et 19700 ± 260,<br />
28150± 330et 352± 10 pour les rapports 40A/36A.<br />
Les rapports 4He/ 3 He de ces deux sous-échantillons sont analogues à la<br />
moyenne des MORE, 83000et 86000.<br />
11 est intéressant de noter deux phénomènes:<br />
- une faible concentration d'argon dans l'aliquot broyé en une seule fraction<br />
alors que le total de ce gaz dans celui chauffé par paliers de température est<br />
plus important, d'un facteur 7 (tableau 12). Ceci pourrait signifier que les<br />
vésicules de cette roche ne sont pas réparties de façon régulière, par<br />
conséquent les concentrations de gaz dans le verre sont inhomogènes.<br />
- le rapport isotopique d'argon du premier sous-échantillon (22960) est moins<br />
élevé que le rapport (25160) obtenu des deux dernières fractions de dégazage,<br />
à 1200° et 1600° C, du second.<br />
Nous insistons sur le fait que le broyage des échantillons et le chauffage par<br />
paliers de température successifs sont deux méthodes complémentaires; la<br />
première libère les gaz des vésicules et, il semblerait d'après Staudacher et al.<br />
(1986) qu'elle libère peu de gaz atmosphériques adsorbés sur les surfaces de<br />
l'échantillon et surtout pas de gaz dissous dans le verre; la seconde méthode<br />
libère, en général, au palier de température voisin de 800° C ùne proportion<br />
importante de gaz atmosphériques adsorbés à la surface, dans des fissures, à<br />
l'exception de l'hélium qui diffuse même à cette température; on note près de<br />
64 % du total de l'hélium diffusé dans l'échantillon 2nD 40/2 pendant 30<br />
minutes, et dans les paliers plus élevés les gaz des vésicules et de la matrice du<br />
verre [jambon et al., 1985; Sarda et al., 1985; chapitre 3]. 11 se pourrait que<br />
cette différence de concentration soit due à une perte en gaz lors de<br />
l'éruption du magma de cette roche. Nous verrons plus loin qu'expliquer une<br />
86
telle différence de concentration en gaz par une non libération de gaz de la<br />
matrice du verre (méthode de broyage) n'est pas tenable. De même la<br />
contribution des gaz atmosphériques adsorbés sur les surfaces de l'échantilon<br />
ne peut expliquer une telle différence de concentration. Par contre, elle<br />
inlluence fortement les rapports isotopiques (voir partie discussion).<br />
La "popping rock" 2nD 43 située sur le haut topographique est particulière;<br />
on observe une forte concentration en gaz rares, avec des valeurs maximales<br />
de 941,3 ± 28,5.10- 12 cc STP/g en 3He, 55540 ± 490.10- 12 cc STP/g en 20Ne,<br />
77830± 1720.10-12 cc STP/g en 36A, 337200± 8300.10- 14 cc STP/g en 84Kr et<br />
1984 ± 37.10- 14 cc STP1g en 130Xe. Ces concentrations sont 4 à 800 fois plus<br />
importantes que celles de chacun des autres échantillons. La vésicularité (17<br />
% en volume) est probablement la cause de fortes abondances des gaz rares<br />
dans cette roche. L'ensemble des trois sous-échantillons de la drague 2rrD 43<br />
indique des rapports isotopiques 40A/36A compris entre 560 et 28000; quant<br />
aux rapports isotopiques d'hélium, ils sont voisins de la moyenne des MORE,<br />
entre 82000et 90000. On note des rapports de production 4He/ 40 A* à partir de<br />
U + Th et 40K compris entre 2,02 et 2,72, presque voisins de l'estimation<br />
d'Allègre et al. (1986/87b) pour le manteau supérieur (l,8), nous y<br />
reviendrons.<br />
L'aliquote qui a été analysée par broyage progressif (4, 10,100 coups) donne<br />
des rapports 40A/36A croissant avec le nombre de coups, 16330,25780,et 28000<br />
alors que la teneur en 36A correspondante diminue, 1483.10- 12 à 37.10- 12 cc<br />
STP/g (tableau 12). Les concentrations calculées en 40A* radiogénique des<br />
trois sous-échantillons sont 2,06.10- 5, 2,84.10- 5 et 2,84.10- 5 cc STP/g.<br />
Les rapports 129Xe/130Xe se corrèlent positivement avec les rapports d'argon;<br />
ils sont élevés et atteignent une valeur maximale de 7,35 (voir tableau 13).<br />
Les échantillons 2rrD44 et 2rrD45, sur le haut topographique, ont des rapports<br />
4He/3He significativement plus élevés que la moyenne des MORB, entre 9CXXX)<br />
et 100000. 11 est peu vraisemblable que ces hauts rapports isotopiques<br />
d'hélium soient le fait d'une contamination par l'eau de mer (4He/ 3 He =<br />
722500) due à la très faible concentration de He dans l'eau de mer. Cependant<br />
2nD 44 montre un rapport 40A/36A maximal d'environ 5000. Les faibles<br />
rapports isotopiques d'argon sont probablement dus à la contamination par<br />
l'eau de mer (40A/36A = 295,5) [voir figure 25].<br />
Les échantillons 2rrD 47 et 2rrD 48, au Nord du haut topographique, ont des<br />
rapports 4He/3He semblables à la moyenne des MORE, entre 81000et 85000.<br />
En résumé, la valeur maximale des rapports 40A/36A à l'intérieur de chaque<br />
échantillon 2rrD- est supérieure à 11000, sauf pour la drague 2rrD 44. Les<br />
87
apports isotopiques de xénon sont corrélés avec les rapports de l'argon.<br />
Ainsi nous trouvons des rapports élevés de 129Xe/130Xe, 134Xe/130Xe,<br />
136Xe/ 130 Xe pour les échantillons qui ont de hauts rapports 40A/36A, et vice-<br />
versa.<br />
b) La "popping rock" CH 31-DR 11<br />
Remarquons que les deux aliquots de cette roche soumis à l'expérience de<br />
broyage en une seule fraction montrent:<br />
- des rapports 129Xe/130Xe plus élevés que ceux de tous nos échantillons, 7,52<br />
et 7,68; néanmoins avec une grande erreur due à la très faible concentration<br />
de xénon de ces échantillons des valeurs élevées sont aussi observées pour les<br />
rapports 134Xe/130Xe, 2,70 et 2,78, et pour les rapports 136Xe/130Xe, 2,68 et<br />
2,58. Ceci indique des excès de 129Xe et de xénon fissiogénique par rapport au<br />
xénon de l'atmosphère.<br />
- des concentrations élevées en 3He, 1,1.10-10 et 1,5.10-10 cc STP/g avec des<br />
rapports 4He/3He correspondants d'environ 80000pour les deux aliquots.<br />
Les rapports de production 4He/40Ar*, 18,2 et 20,3, sont d'un facteur - 10<br />
supérieurs à ceux de la "popping rock" 2TID43.<br />
2- ECHANTILLONS DE L'ATLANTIQUE SUD<br />
a) 2I1D 26 et 2I1D 35<br />
L'échantillon 2TID 26 collecté à l'axe de la ride possède aussi un haut<br />
rapport 4He/3He de 94000et un bas rapport 40A/36A de 5500; de même 2TID 35,<br />
dragué du plancher océanique vieux de 30 Ma, sur le flanc de la dorsale, a un<br />
haut rapport 4He/3He de 100100 et un bas rapport 40A/36A de 1100 dû<br />
éventuellement à une contamination par l'eau de mer.<br />
b) Roche de St-Paul, WP/i<br />
On note dans cette péridotite à hornblende de St-Paul une<br />
concentration élevée en 3He, 1,4.10-10 cc STP/g et un rapport 4He/3He<br />
correspondant élevé de 110300.Cependant le rapport 40A/36A est bas, 1069.<br />
Nous allons essayer d'expliquer les grandes variations isotopiques de l'argon,<br />
et le caractère spécifique de l'hélium.<br />
88
D- DISCUSSION<br />
11 semble, d'après les études isotopiques menées sur les gaz rares dans<br />
les basaltes de dorsales océaniques (MORE), que les variations isotopiques<br />
résultent de plusieurs phénomènes. Dymond et Hogan (1978) observent de<br />
grandes variations des rapports 40A/36A, de valeurs voisines de celle de<br />
l'atmosphère aux valeurs supérieures à 16000. Elles seraient le fait de la<br />
contamination par l'eau de mer. Cette opinion est partagée par plusieurs<br />
auteurs [jambon et al., 1985; Sarda et al., 1985; Berkhovskiy et al., 1986; Azbel<br />
et Tolstikhin, 1990]. Ce phénomène est effectif pour tous les gaz rares, sauf<br />
pour l'hélium [jambon et Zimmermann, 1984; Mamyrin et Tolstikhin, 1984;<br />
Staudacher et al., 1986].<br />
Au cours du processus de fusion partielle du matériel silicaté, les gaz rares<br />
fractionnent entre la phase liquide et la phase solide. Ils se concentrent dans<br />
la phase liquide et sont donc considérés comme des éléments incompatibles.<br />
Cette tendance est d'autant plus marquée que le degré de fusion partielle est<br />
faible. Un gaz léger s'enrichit plus qu'un gaz lourd dans le liquide (Jambon et<br />
al., 1985). Selon ces auteurs, les gaz rares légers sont plus solubles que les gaz<br />
lourds dans le liquide, ce qui expliquerait leur enrichissement par rapport<br />
aux gaz lourds dans les magmas. Les basaltes de dorsales océaniques résultent<br />
d'une fusion partielle du manteau, avec un degré de fusion voisin de 5-10 %.<br />
Il se produit un processus de transfert des gaz rares de la phase solide (le<br />
résidu) vers la phase liquide [Dymond et Hogan, 1978]. L'équilibre de<br />
concentrations de ces gaz aurait lieu lorsque le degré de fusion atteint un<br />
certain seuil; il est raisonnable de penser que les gaz du magma formé<br />
pourront représenter ceux du manteau source original.<br />
Notons que le fractionnement des gaz rares entre le liquide et la phase<br />
gazeuse dépend de la vésicularité. La quantité de gaz rares est plus importante<br />
dans les vésicules (Kurz et Jenkins, 1981; Jambon et al., 1985). Peut-il y avoir<br />
un fractionnement isotopique significatif au sein d'un gaz entre deux phases<br />
(solide et liquide ou liquide et vésicule). Il semblerait que pour différents<br />
isotopes du même élément, les différences entre leurs 'constantes de<br />
solubilité sont faibles; de même celles de leurs constantes de diffusion ne sont<br />
pas remarquablement grandes. Le fractionnement isotopique entre deux<br />
phases est donc certainement négligeable (Jambon et al., 1985). On n'observe<br />
pas, selon ces derniers, de grandes différences entre la composition<br />
isotopique des gaz dans ces vésicules et dans le liquide. Le fractionnement ne<br />
peut donc être à l'origine des grandes variations de rapports isotopiques.<br />
89
Revenons sur le fractionnement entre gaz rares. Une autre approche du<br />
problème consiste à invoquer le phénomène de dégazage. Kurz et al. (1982a),<br />
Pineau et javoy (1983), Sarda (1983), Sarda et al. (1985), Allègre et al.<br />
(1986/87b) estiment une perte importante de gaz lors de l'éruption du magma<br />
et de la mise en place des coulées de laves, environ 98% de gaz ou même plus.<br />
Les gaz résiduels (dans le magma dégazé) ne peuvent pas représenter du<br />
point de vue quantité ceux du manteau source. Cette quantification du degré<br />
de dégazage du matériel mantellique est-elle réaliste? Apporter une réponse<br />
exacte à cette question paraît problématique; cela suppose que nous<br />
connaissions comment les magmas perdent une partie de leurs gaz (de leur<br />
formation à leur mise en place sur le plancher océanique). Essayons<br />
d'apporter une réponse à ce problème.<br />
La perte d'hélium par diffusion d'une roche à la température du fond<br />
océanique (0° C) n'est pas significative. Pour un spécimen, elle peut atteindre<br />
un diamètre égal à 0,5 cm, qu'après une durée de 100 millions d'années [Kurz<br />
et jenkins, 1981]. Dans le cas des roches analysées, la perte par diffusion peut<br />
être considérée comme insignifiante pour les raisons suivantes:<br />
- les roches draguées sont d'âges zéro sur l'échelle géologique (c'est à dire des<br />
âges inférieurs à 50000 à 100000 ans), sauf 2nD 35 vieux de 30 Ma. Une<br />
éventuelle perte d'hélium n'affecterait que les parties superficielles de la<br />
roche;<br />
- les spécimens utilisés sont de taille centimétrique; ils sont analysés environ<br />
un à deux mois après leur préparation.<br />
Nous pourrons, à titre d'exemple, estimer dans le cas de nos échantillons la<br />
longueur affectée par la diffusion à la température du plancher océanique<br />
(0° C). Si nous considérons que d = "(O.t) est la longueur de diffusion, avec 0<br />
et t respectivement le coefficient de diffusion et la durée de la diffusion, nous<br />
estimons une longueur de diffusion de 56 pm; soit une longueur 45 fois plus<br />
petite que le rayon de nos spécimens; 0 à 0° C est égal à (1,0 ± 0,6). 10- 17<br />
cm 2/s (Kurz et jenkins, 1981); cette longueur affectée par la diffusion est<br />
insignifiante si nous considérons 100000 ans comme âge maximal de nos<br />
roches, à l'exception de 2no 35.<br />
J-<br />
1-1<br />
CAS DE L'ARGON<br />
EFFETS DE CONTAMINA TlON PAR L'EAU DE MER<br />
Pour vérifier ce phénomène, on reporte les compOSitions isotopiques<br />
d'argon en fonction de l'inverse de la concentration d'36A (1/36A). Cela<br />
90
permet de mettre en évidence les mélanges à deux composants qui se<br />
traduisent par des droites reliant les deux pôles; par exemple l'un peut être de<br />
rapport 40A/36A bas, comme le pôle atmosphérique; l'autre, de rapport élevé,<br />
serait un composant pas contaminé. Ainsi, deux diagrammes de ce type sont<br />
utilisés pour examiner le cas des échantillons 2nD 43 et 2nD 44 affectés par<br />
d'importantes variations isotopiques. Les données en gaz total sont utilisées,<br />
c'est à dire le gaz de toutes les fractions dans le cas de dégazage par paliers de<br />
température, ou celui des trois fractions pour le cas de paliers successifs de<br />
broyage.<br />
La figure 25a, correspondant à 2nD43, montre un certain nombre de valeurs<br />
40A/36A très faibles (560,1100) et une de 28000. Les données des trois aliquots<br />
broyés définissent une corrélation linéaire, avec un rapport initial de 260 ±<br />
60. Ceci est certainement dû à la contamination par l'eau de mer de rapport<br />
isotopique 40A/36A égal à 295,5 et dont la teneur en 36A est 1,27.10- 6 cc STP/g<br />
.[Bieri et Koide, 1972], comparée à une teneur moyenne de 0,74.10- 10 cc STP/g<br />
dans les MORE [Allègre et al., 1986/87b].<br />
En admettant un rapport 40A/36A magmatique de 28000, essayons d'estimer le<br />
pourcentage de contamination en 36A dans les deux aliquots 2nD 43 broyés à<br />
bas rapports 40A/36A 560et 1100.<br />
On peut écrire:<br />
ech = MORE + dsw avec dsw: deep sea water (eau de mer); et ech:<br />
échantillon.<br />
on a: 40Aech =40AMORB + 40Adsw<br />
36Aech = 36AMORB + 36Adsw<br />
Nous notons: 40/36 =40A/ 36 A<br />
91
on pose a =<br />
(4D/36)MORB . 36AMORB + (4D/36)dsw .3 6 Adsw<br />
(4D/36)ech =a(4D/36)MORB + (1-a)(40/36)dsw<br />
a: désigne la fraction d'36A des MORE dans l'échantillon, (4D/36)dsw = 295,5 et<br />
(4D/36)MORB =28CXXl<br />
évaluation de a: a =<br />
(4D/36)ech - (4D/36)dsw<br />
(4D/36)MORB - (4D/36)dsw<br />
Nous trouvons que 99 % et 97 % d'36A pour des rapports respectifs de 560 et<br />
1100 sont d'origine "eau de mer" (dsw). Cette contamination ne semble pas<br />
affecter les rapports d'hélium; la teneur en hélium dans l'eau de mer: 3He =<br />
6,3.10- 14 cc STP/g, 4He = 4,54.10- 8 cc STP/g [Bieri et al., 1966; Bieri et Koide,<br />
1972]est très faible comparée à celle des MORB: 3He = 2,66.10- 10 cc STP/g, 4He<br />
=2.10- 5 cc STP/g [Allègre et al., 1986/87b].<br />
Pour les échantillons de la drague 2rrD 44, les rapports 40A/36A sont plus<br />
petits que 5000; les données de cet échantillon (fig. 25b) présentent<br />
également une corrélation linéaire avec un rapport initial de 262 1: 40 (<br />
encore voisin du pôle atmosphérique); seul l'échantillon 2rrD 44/centre ne<br />
s'aligne pas avec les autres échantillons 2rrD 44. Nous pensons qu'il s'est<br />
produitune perte importante de gaz; la même observation peut être faite pour<br />
2rrD 44/S3c, mais il reste proche de la droite de corrélation. Un argument<br />
plausible, est qu'une partie du gaz correspondant à 20 % d'argon n'a pas été<br />
libérée lors du broyage; ce gaz réside peut-être dans les petites vésicules ou<br />
dans la matrice du verre; une autre explication possible est que le sous<br />
échantillon a perdu plus de vésicules lors de l'éruption que d'autres.<br />
93
Nous pensons, en dépit de ces phénomènes, qu'il y a une contamination de<br />
2nD 44par l'eau de mer, comme pour 2nD43.<br />
Peut-on envisager une cause analytique pour expliquer ces corrélations?<br />
L'hypothèse d'une contamination au cours de l'analyse paraît exclue, car<br />
aucune fuite d'air n'a jamais été observée dans le broyeur ou dans le four<br />
d'extraction lors de l'expérience de blancs, ou dans les analyses précédentes.<br />
Envisager une contamination de la source des MORE semble impossible car les<br />
hétérogénéités auraient une échelle centimétrique; notons que les<br />
échantillons différents représentent des aliquots. Il est possible qu'un petit<br />
nombre de vésicules aient éclaté lors de l'éruption ou plus tard; elles ont<br />
piégé l'eau de mer et se sont refermées, pendant que le verre était encore<br />
mou. Ce phénomène peut se produire à petite échelle sans affecter des<br />
rapports 4He/3He, compte tenu de la faible concentration de l'eau de mer en<br />
hélium.<br />
La cause probable des grandes variations isotopiques d'argon dans nos<br />
échantillons est une contamination par l'argon atmosphérique dissous dans<br />
l'eau de mer (40A/36A = 295,5). Ce processus de mélange bipolaire est-il<br />
suffisant pour expliquer les hétérogénéités observées sur la dorsale? N'est-il<br />
pas· nécessaire (Langmuir et al., 1978) de faire appel à un processus de<br />
mélange multipolaire où différents réservoirs pourraient être impliqués?<br />
1-2 AUTRES SOURCES DE CONTAMINA TlON<br />
Nous utilisons trois types de diagrammes où l'on reporte les résultats<br />
obtenus sur les basaltes des dorsales (MORE), des échantillons de Hawaï, l'eau<br />
de mer (dsw) et l'air [Allègre et al., 1986/87b].Ce mode de représentation a été<br />
utilisé par Staudacher et al. (1986) et permet de caractériser les différents<br />
réservoirs terrestres d'après les rapports entre gaz rares.<br />
Examinons d'abord le diagramme où les rapports 40A/36A sont en fonction de<br />
130Xe/36A (fig. 26). Deux domaines bien définis apparaissent, celui des<br />
basaltes des dorsales dont les valeurs des rapports 40A/36A sont supérieures à<br />
10000,et celui bien défini par les échantillons de Hawaï qui représenteraient<br />
un domaine profond et primitif [Kurz et al. (1982a, 1983); Kaneoka et al., 1983;<br />
Staudacher et al., 1986; Allègre et al., 1986/87b]. Certains échantillons<br />
analysés que nous estimons être contaminés par des gaz atmosphériques se<br />
trouvent éparpillés entre le domaine des basaltes de dorsales et le domaine<br />
air- eau de mer. La contamination est extrêmement<br />
95
vésicules sont perdues dès la montée du magma vers la surface, laissant un<br />
liquide de rapport 4He/ 40 A* égal à 12; pendant l'éruption sur le plancher<br />
océanique, il forme de nouvelles vésicules avec un rapport 4He/ 40 A* de 6<br />
dans les vésicules et de 43 dans le verre. Un tel processus à deux étages peut<br />
être envisagé pour 2nD 40/2 mais non pour la popping rock 2nD 43. Nous<br />
pensons que le magma de la roche mère de la popping rock 2nD 43 arrive en<br />
surface sans subir le processus proposé par Jambon et al. (1985). Dans le cas<br />
des basaltes de dorsales, l'équilibre isotopique est atteint pour l'hélium entre<br />
le verre et les vésicules (Kurz et Jenkins., 1981); de plus l'équilibre de<br />
solubilité (Jambon et al., 1986) implique que tous les gaz rares de la popping<br />
rock 2nD43 soient dans les vésicules.<br />
La valeur du rapport 4He/40A* de 1,8 du manteau supérieur estimée par<br />
Allègre et al. (1986/87b) correspond à la valeur 1,7 estimée par Azbel et<br />
Tolstikhin (1990). Ble est aussi en accord avec celle comprise entre 0,5 et 2<br />
donnée par Berkhovskiy et al. (1986). Celle trouvée dans la popping rock 2nD<br />
43 (2,08 ± 0,05) est voisine de ces valeurs. Les rapports 40A/36A dans cette<br />
roche oscillent d'une valeur presqu'atmosphérique (560) à une très grande<br />
valeur, 28000,qui constitue le record des MORE. Nous avons montré (fig. 25a)<br />
que le processus de contamination par l'eau de mer est responsable des<br />
grandes variations de ces rapports d'argon. On peut considérer que le haut<br />
rapport 40A/36A de 28000 de cet échantillon peut être représentatif des<br />
valeurs du manteau supérieur. Ce point de vue est confirmé par des relations<br />
observées dans des verres des MORB, telles que des rapports 40A/36A en<br />
fonction des rapports 87Sr /86Sr et 40A/36A en fonction de 129Xe/130Xe<br />
[Allègre et al. (1983, 1986/87b); Sarda et al., 1985]. En fondant également nos<br />
arguments sur les fortes concentrations en gaz rares de cette roche liées à sa<br />
grande vésicularité (17 % en volume), et son rapport 4He/40A* (2,08 ± 0,05)<br />
voisin de celui du manteau source des MORE, il est raisonnable de penser que<br />
les gaz rares des vésicules de cette roche représentent le mieux, du point de<br />
vue rapports des éléments HelA, NelA, KrlA, XelA etc.., les gaz rares dans le<br />
magma avant la vésiculation. Le modèle des rapports des abondances des gaz<br />
rares dans les vésicules de cette roche représenterait celui des gaz rares dans<br />
le manteau source des MORB. Nous pouvons par conséquent, à partir de ce<br />
modèle (similaire à celui de la figure 27 a et b), estimer les abondances des<br />
gaz rares dans le manteau supérieur.<br />
De hauts rapports isotopiques de néon (Sarda et al, 1988), d'argon et de xénon<br />
(tableau 13) des deux premières fractions (4, lOcoups) ont été obtenus dans le<br />
broyage progressif de l'aliquot 2l1D 43. Ces hauts rapports isotopiques<br />
99
(i)lll11: abondance estimée en 3He, 20Ne, 36A, 84Kr ou en BOXe dans le<br />
manteau supérieur; l'abondance des autres isotopes peut être connue à partir<br />
des rapports isotopiques des gaz rares dans ce réservoir. Nous nous sommes<br />
servis, pour le calcul ci-dessus, de l'abondance [(36A)tnll] en 36A dans le<br />
manteau supérieur, estimée à 2,7.10- 10 cm3/g par Allègre et al.., (1986/87b);<br />
celle-ci est en accord avec la valeur de 2,89.10- 10 cm3/g indiquée par Azbel et<br />
Tolstikhin (1990). L'estimation de cette valeur est fondée sur l'inventaire de<br />
l'argon 36 dans l'atmosphère. Cet inventaire repose sur le modèle du degré de<br />
dégazage du manteau supérieur selon lequel 99,60% d'36Ar se trouvent dans<br />
l'atmosphère (Sarda et al., 1985). Ceci est accepté par plusieurs auteurs<br />
[Jambon et al., 1985; Allègre et al., 1986/87b; Azbel et Tolstikhin, 1990]. La<br />
quantité d'36A dans l'atmosphère est estimée à 5,58.1015 moles (1,25.10 20<br />
cm3). Ceci implique qu'il reste dans le manteau dégazé environ 0,4 % d'36A.<br />
Partant de la masse totale du manteau est 4,1.1027 g, Allègre et al. (1986/87b)<br />
estiment (cf., chapitre 1, paragraphe B.8) que 46 % du manteau sont dégazés,<br />
soit une masse de 1,89.1027 g, laissant une concentration résiduelle de 2,7.10<br />
10 cm3/g.<br />
Nous cherchons à estimer l'abondance des gaz rares restant dans le manteau<br />
supérieur par rapport au manteau inférieur notée um/lm; lm désigne le<br />
manteau inférieur. Les bases de calcul pour l'obtenir se présentent de la<br />
façon suivante:<br />
um/lm = (i)tnll/(i)lm<br />
le symbole(i) est défini ci-dessus; Ohm, désigne les abondances des gaz rares<br />
précités dans le manteau inférieur (cf. tableau 14). Elles sont estimées par<br />
Allègre et al. (1986/87b) à partir des données de Loihi mesurées par<br />
Staudacher et al. (1986).<br />
De même nous estimons l'abondance des gaz rares restant dans le manteau<br />
supérieur par rapport au manteau inférieur normalisée à l'argon 36 (du<br />
101
um<br />
lm<br />
0.1 ,...0---------------------'1<br />
0.01<br />
0.00 1<br />
3 He 22 Ne 36 Ar .<br />
Figure 29: Abondances des gaz rares restant· dans le manteau supérieur par<br />
rapport ·au manteau inférieur en fonction des masses des isotopes<br />
ct e réféÎ'erïce.
eservoir correspondant) que nous pouvons noter: (um/lm)36A ou<br />
(um/ 36 A)/(lm/36A). Tous les résultats sont consignés au tableau 14.<br />
Que nous apprennent ces résultats?<br />
Le Kr et le Xe sont 2 fois et 4 fois moins dégazés que l'argon. En revanche le<br />
22Ne est plus dégazé que 1'36A. Ceci a déjà été mis en évidence par Allègre et<br />
al. (1986/87b) et Azbel et Tolstikhin (1990) ; et c'est en accord avec la<br />
suggestion [cf., chapitre 4, paragraphe D] de Jambon et al. (1985) selon<br />
laquelle, au cours du processus de fusion partielle du matériel silicaté, un gaz<br />
rare léger s'enrichit plus qu'un gaz rare lourd dans le liquide; il résulte, en<br />
termes de fractionnement de masse lors du dégazage, que les gaz rares légers<br />
sont plus appauvris que les gaz rares lourds dans le manteau supérieur (le<br />
résidu).<br />
Le diagramme de l'abondance des gaz rares restant dans le manteau supérieur<br />
par rapport au manteau inférieur en fonction de la masse des isotopes de<br />
référence (fig. 29) décrit une droite de corrélation linéaire entre le nNe et le<br />
l30Xe. L'hélïum-3 et le néon 20sont surabondants dans le manteau supérieur.<br />
Sarda et al. (1988) estiment que l'excès de 20Ne (hauts rapports 20Neln Ne)<br />
trouvé dans les verres de MORE s'explique par un fractionnement de masse<br />
lors de la migration du Ne du manteau inférieur vers le manteau supérieur,<br />
ou par l'introduction de matériel extraterrestre sous forme de<br />
micrométéorites contenant du Ne de type solaire. Cette introduction de<br />
matériel extraterrestre se serait produite par subduction rapide très tôt dans<br />
l'histoire de la terre après que le manteau se soit fortement dégazé.<br />
Si les gaz légers sont plus appauvris que les gaz lourds dans le manteau<br />
supérieur, et si on suppose une corrélation linéaire du xénon-l30 à l'hélium<br />
3 (droite en pointillé sur la figure 29), il résulte (dans la figure 29) une<br />
valeur de 2,6 % d'3He primitif, ou 4,84.10- 12 cc STP/g (ou 0,0026.lm) qui<br />
auraient dû rester dans le manteau supeneur; cette concentration<br />
correspond à une quantité de 4,07.1011 moles d'3He.<br />
Cette valeur ne correspond pas avec les résultats de nos calculs (tableau 14).<br />
La teneur en hélium-3 serait de 1,74.10- 10 cc STP/g (l,JO.1013 moles) dans le<br />
manteau supérieur (voir point représentatif sur le trait plein de la figure<br />
29). Nous déduisons, pour ce réservoir, une concentration en 4He de 1,5.10- 5<br />
cc STP/g, en considérant que le manteau supérieur a un rapport moyen<br />
4He/3He de 86000.<br />
L'estimation de la teneur en hélium du manteau supérieur est difficile à l'aide<br />
du système manteau-atmosphère, puisque l'hélium quitte l'atmosphère pour<br />
103
Tableau 14: abondances des gaz rares dans la popping rock, dans le manteau<br />
supérieur, dans le manteau inférieur.<br />
2rrD43<br />
3He 20Ne 22Ne 36A 84Kr BOXe<br />
10+100 06452 08356 00633 =1 00591 0,0008305<br />
Coups<br />
manteau<br />
supérieur 1,74.10- 10 2,53.10- 10 1,71.10- 11 2,7.10- 10 1,60.10- 11 2,24.10- 13<br />
(cc STP/g)<br />
en moles 1,10.10 13 1,42.10 13 1,08.10 12 1,7.10 13 1,00.10 12 1,41.10 10<br />
manteau<br />
inférieur 186.10- 9 483.10- 8 493.10- 9 65.10- 8 1 58.10- 9 130.10-11<br />
(cc STP)<br />
um/lm 0,0938 0,00467 0,00347 0,00415 0,01010 0,01725<br />
(um/lm)36 A 22,6 1,125 0,8361 =1 2,434 4,157<br />
l'espace [Axford, 1968; Banks et Holzer, 1968; Sheldon et Kern, 1972; Kurz,<br />
1982; Allègre et al, 1986/87b].On voit sur la ligne 6 du tableau 14 que 1'3He est<br />
plus abondant d'un facteur 23 que l'36A. Ce fait a déjà été signalé par certains<br />
auteurs [O'Nions et Oxburgh, 1983; Kurz et al., 1985; Allègre et al., 1986/87b].<br />
Ils interprètent la forte concentration en 3He du manteau supérieur comme<br />
le résultat de la migration d'hélium du manteau inférieur vers le manteau<br />
supérieur.<br />
La quantité d'3He (4,07.1011 moles) dans le manteau supérieur indiquée par le<br />
point sur la droite de corrélation (en pointillé dans la figure 29) est 36 fois<br />
inférieure à celle donnée dans le tableau 14 (1,10.1013 moles); ceci constitue<br />
un bon argument en faveur d'une migration d'hélium du manteau inférieur<br />
vers le manteau supérieur. Il y a donc une différence en 3He de 1,06.1013<br />
moles. Cette quantité serait accompagnée de 2,6.1017 moles d'4He (déduit du<br />
rapport moyen 4He/3He de 25000 du manteau inférieur) qui correspondent à<br />
27 % d,4He du manteau supérieur. Ce phénomène aurait changé de 27 % le<br />
rapport 4He/40A* estimé par Allègre et al. (1986/87b), pour le manteau<br />
supérieur, entraînant une augmentation de ce rapport estimé de 1,8 à 2,3<br />
voisin de celui que nous avons mesuré dans la popping rock 2rrO 43.<br />
Les rapports 4He/40Ar* de 200u même plus élevés trouvés dans des verres de<br />
MORE (Allègre et al., 1986/87b), comme par exemple ceux de cette étude<br />
(tableau 12), peuvent s'expliquer de deux façons:<br />
104
on pose (4/3 )MORB = 86000; (4/3)dsw = 722500;(4/3)ech = 1()(()(X)<br />
on a: a=<br />
(4/3)ech - (4/3)dsw<br />
(4/3)MORB - (4/3)dsw<br />
=0,98<br />
alors 98 % d'3He est d'origine MORE, et 2 % d'3He est d'origine eau de mer<br />
(dsw), soit 1,9.10-12 cc STP/g d'3He, en même temps on devrait incorporer:<br />
1,9.10- 12. (36A/3He)dsw = 3,9.10- 5 cc STP/g d'36A d'eau de mer [on rappelle,<br />
voir plus haut, que pour l'eau de mer: (3He) = 6,3.10- 14 cc STP/g; (4He) =<br />
4,54.10- 8 cc STP/g; (36A) = 1,27.10- 6 cc STP/g]; cette dernière concentration<br />
(3,9.10- 5 cc STP/g) est plus grande que les 1,54.10- 9 cc STP/g d'36A mesurés<br />
dans 2ITD 44/S3. Les hauts rapports 4He/3He de ces échantillons ne sont pas<br />
dus à la contamination directe par l'eau de mer.<br />
L'échantillon 2ITD 35 paraît un cas spécial, parce qu'il provient d'une croûte<br />
océanique vieille de 30 Ma, et peut probablement contenir de 1'4I-Ie<br />
radiogénique. Nous ne chercherons pas à calculer la contribution en 4He due<br />
à l'uranium et le thorium contenus dans cette vieille croûte océanique, car<br />
ces derniers ne sont pas mesurés. On sait néanmoins, d'après de nombreuses<br />
mesures de ces éléments faites dans les verres de basaltes de dorsales, que<br />
leur abondance est très variable; la teneur en K est comprise entre 336 et<br />
4073 ppm [Dymond et Hogan, 1978; Sarda et a1., 1985; Allègre et al., 1986/87b;<br />
Staudacher et Allègre (1988, 1989b), Azbel et Tolstikhin, 1990]; celle de<br />
l'uranium (total des trois isotopes) oscille entre 18 et 320ppb [Tatsumoto, 1968;<br />
Sarda et al.) 1985;Allègre et al., 1986/87b;Staudacher et Allègre (1988, 1989b);<br />
Azbel et Tolstikhin, 1990]; pour le thorium, on observe des valeurs comprises<br />
entre 45 et 800ppb; il faut noter que des rapports K/U et Th/U dans les verres<br />
de MORE respectivement égaux à 12700(Jochum et al., 1983) à un écart de 2 %<br />
près et 2,5 à 8 % près sont communément acceptés par les géochimistes.<br />
II -2Variations des rapports 4He/ 3 He avec la latitude,<br />
et avec la profondeur<br />
Les rapports isotopiques d'hélium sont portés en fonction de la<br />
latitude (fig. 30) et de la profondeur (fig. 31). Existe-il une corrélation entre<br />
les rapports isotopiques d'hélium et la topographie à l'image de ce qui est<br />
106
Il ressort de ce qui précède, que les anomalies isotopiques d'hélium ne sont<br />
pas dues à l'eau de mer. Elles ne sont pas davantage dues à du matériel<br />
provenant du réservoir OIE à forte teneur en 3He ("high 3He hot<br />
spot")[4He/3He =25000],puisque l'on aurait de bas rapports d'hélium.<br />
Pour ce faire nous allons coupler les rapports isotopiques d'hélium avec les<br />
rapports 87Sr /86Sr ou des rapports d'éléments en trace non gazeux, comme le<br />
NblZr.<br />
11-3) Variations des rapports 4Hef3He avec les rapports d'éléments<br />
traces Nb/Zr<br />
Les rapports d'éléments incompatibles NblZr peuvent être de bons<br />
indicateurs de source [Schilling et al., 1985]. Les rapports Nb/Zr sont<br />
équivalents aux rapports La/Sm, Ce/Sm [rapports (terres rares<br />
lourds)/(terres rares légers)]. Ainsi de hauts rapports Nb/Zr sont<br />
caractéristiques de domaines du manteau faiblement appauvris ou même<br />
enrichis en éléments incompatibles par rapport à une terre moyenne<br />
supposée chondritique.<br />
Pour l'Atlantique Nord, les rapports 41-Ie/ 3He sont portés en fonction des<br />
rapports NblZr (fig. 32) mesurés par Bougault et a1. (1988).<br />
Outre les points de notre étude, nous y avons reporté des données de domaines<br />
étudiés par d'autres auteurs: les rapports 4He/3He des MORB typiques (M)<br />
[Kurz et al., 1982b; Allègre et al., 1986/87b], Loihi (L) et la Réunion (Re)<br />
[Staudacher et a1., 1986], des sédiments (S) et la croûte continentale [Allègre<br />
et a1., 1986/87b; Staudacher et a1., 1988], Bouvet (B), Gough (G) [Kurz, 1982],<br />
Tristan da cunha (T) [Kurz et al., 1982a], St-Hélène (SH) [Graham, 1987]; pour<br />
les valeurs des rapports Nb/Zr des MORE typiques [Schilling et a1., 1985]; pour<br />
les îles de la Réunion, et de Tristan da Cunha [Newson et a1., 1986; Weaver et<br />
al., 1986], Gough [Le Roex, 1985], Loihi [Hawkins et Melchior, 1983; Frey et<br />
Clague, 1983], Bouvet [Le Roex et Erlank, 1982], St-Hélène [Wood et a1., 1981];<br />
des sédiments océaniques et la croûte continentale [Taylor et McLennan,<br />
1985]. La valeur du rapport Nb/Zr de la roche de St-Paul (St- P) n'est pas<br />
donnée dans la littérature, mais nous l'avons estimée à partir des mesures des<br />
terres rares (REE) réalisées par Roden et a1. (1984).<br />
On observe (fig. 32) une augmentation des rapports 4He/3He avec les<br />
rapports Nb/Zr. La courbe sur laquelle s'étendent la plupart de ces données<br />
passe par les points représentés par St-Paul, Gough, St-Hélène, Tristan da<br />
Cunha. Le domaine étudié peut être expliqué par un mélange entre le pôle<br />
109
domaine de 14° N (surface allongée et ombrée) [Oosso et Bougault, 1986; Dosso<br />
et Bougault en préparation] .<br />
11 apparaît (fig. 33) trois pôles: les MORE (M) (4He/3He = 86000; 87S r /86Sr =<br />
0,7022), Loihi (L) (4He/3He = 25000; 87Sr /86Sr = 0,7035), et le pôle<br />
radiogénique (S) (4He/3He = 107; 87Sr /86Sr =0,715).<br />
Certains verres des MORB, le domaine l, la ride Reykjanes et l'Islande se<br />
situent sur une courbe de mélange entre le pôle MORE et un composant du<br />
manteau inférieur représenté par Loihi Sea-mount. Les échantillons de 14° N<br />
de l'Atlantique, certains basaltes des dorsales (points noirs), le domaine II, les<br />
roches de St-Paul, Tristan da Cunha, Gough se placent sur une courbe de<br />
mélange entre le pôle MORE et le pôle radiogénique (S). Ce pôle radiogénique<br />
pourrait être un mélange de croûte océanique (matériel basaltique +<br />
sédiments) et de croûte continentale subduites qui formeraient une zone du<br />
manteau enrichie en U, Th. Cette zone du manteau pourrait être celle appelée<br />
Je "mesosphere boundary layer" par Allègre et Turcotte (1985); elle serait<br />
située, d'après ces auteurs, à la base de la partie supérieure du manteau.<br />
Les positions des îles de la Réunion et de Bouvet, des basaltes de la dorsale du<br />
Sud-Est Indien près d'Amsterdam (02, 05) indiquent que ces domaines<br />
résultent d'un mélange des trois pôles (MORE, manteau inférieur, et le<br />
matériel subduit) [Langmuir et al., 1978]<br />
Pour notre étude, l'utilisation conjointe des rapports 4He/3He et des rapports<br />
Nb/Zr ou 87Sr /86Sr montre que la présence d'un composant du manteau non<br />
appauvri et non dégazé est à exclure. Nous pensons que les échantillons<br />
étudiés appartiennent à un plume de petite taille qui a pris sa source dans<br />
cette zone limite du manteau, riche en U, Th. Ce plume se serait mis en place<br />
sous la ride à 14° N. Il pourrait être constitué de croûte océanique avec ses<br />
sédiments et de croûte continentale subduites. La subduction de celle-ci ne<br />
s'est pas accompagnée par l'introduction de gaz rares dans le manteau; selon<br />
Staudacher et al. (1988), Azbel et Tolstikhin (1990), les zones de subduction<br />
sont des barrières pour les volatils. L'échantillon 2nO 45 qui présente de<br />
hauts rapports 4He/3He et 40Ar/36Ar confirme cette suggestion, sinon on<br />
aurait les rapports d'argon voisins de l'atmosphère.<br />
Dans ce matériel recyclé, l'argon produit par le K injecté dans le manteau est<br />
insuffisant, même pendant une durée d'un milliard d'années, pour élever<br />
d'une façon significative les rapports 40A/36A, si on réinjectait des quantités<br />
significatives d'argon atmosphérique.<br />
Le fait que les valeurs des rapports 4I-Ie/3He de cette zone étudiée soient<br />
limitées (significativement plus grandes que celles du manteau inférieur et<br />
celle de la moyenne des MORE, et moins grandes que celles de la croûte<br />
113
continentale) signifie que la "mesosphere boundary layer" est une zone<br />
hétérogène.<br />
E- CONCLUSION<br />
Les résultats de cette étude montrent que deux échantillons, 2IT040/2 et<br />
2nD43, de la zone étudiée ont de hauts rapports 40A/36A d'environ 28000. D::<br />
grandes variations et de bas rapports 40A/36A observés dans les échantillons<br />
du segment 14° N sont probablement dus à la contamination par l'eau de mer·<br />
pendant l'éruption. L'expérience de broyage progressif montre que les gaz<br />
des petites vésicules sont légèrement moins contaminés par l'eau de mer que<br />
ceux des grandes vésicules.<br />
Une des roches analysées, la popping rock 2nO 43 présente un rapport<br />
4He/ 40 A* de 2,08 voisin de celui estimé pour le manteau supérieur (- 1,8).<br />
Ceci signifie les gaz rares de cette roche ont été peu affectés par le<br />
fractionnement lors de la fusion partielle, de la montée du magma et de son<br />
éruption sur le plancher océanique. La distribution des gaz rares de cette<br />
roche reflèterait celle du manteau supérieur. A partir de là, nous avons<br />
estimé la concentration en 4He de 1,5.10- 5 cc STP/g dans le manteau<br />
supérieur.<br />
Il ressort des données d'hélium qu'il n'y a pas une bonne corrélation à petite<br />
échelle entre les rapports 4He/3He et la bathymétrie sur le segment étudié de<br />
l'Atlantique Nord et par conséquent une corrélation positive entre les<br />
rapports 4He/3He et Nb/Zr.<br />
L'utilisation conjointe des rapports d'hélium avec les rapports Nb/Zr et<br />
87Sr /86Sr suggère que le haut topographique 14° N est formé d'un petit<br />
panache. Ce panache pourrait venir d'une zone du manteau, riche en U et Th<br />
, qui aurait stocké de la croûte océanique et des sédiments océaniques. Cette<br />
zone serait confondue à la "mesosphere boundary layer" qui serait localisée à<br />
la base de la partie supérieure du manteau.<br />
114
DEUXIEME PARTIE DE LA THESE<br />
Titre du sujet:<br />
ETUDE K-A et 40A_39A DE ROCHES METAMORPHIQUES DE LA CHAINE<br />
CARAIBE VENEZUELIENNE. CONSEQUENCES GEODYNAMIQUES.<br />
115
116
Chapitre 1 INTRODUCTION<br />
L'avènement de la tectonique des plaques a conduit à une révolution<br />
dans les concepts sur la formation des chaînes de montagnes (Dewey et Bird,<br />
1970). Désormais, toute reconstruction géodynamique qui porte sur les<br />
systèmes mésozoiques ou plus récents doit prendre en compte les données de<br />
terrain et celles de la cinématique des plaques à l'image de ce qu'ont proposé<br />
pour la Méditerranée Dewey et al. (1973). Comme autre exemple de cette<br />
démarche, on peut citer le modèle d'évolution tectonique proposé par<br />
Tapponnier (1977) pour les Alpes où l'auteur tient compte des contraintes<br />
apportées par la géologie et la géophysique.<br />
Le domaine caraïbe, objet de notre étude, n'a pas échappé à cette nouvelle<br />
mode. Pour faire une reconstruction de cette région en termes de tectonique<br />
des plaques, les auteurs sont partis soit d'un point de vue géophysique, Ladd<br />
(1977), Morgan (1981), Leclere-Vanhoeve et Stephan (1985), PindeIl et al.<br />
(1988), soit d'un point de vue géologique, Maresch (1974), Stephan et al.<br />
(1980), Beck (1983,1985), Stephan et al. (1989). Cependant, Ross et Scotese<br />
(1988) ont proposé une approche qui allie les deux types de données..<br />
Avant de présenter l'objet précis de cette étude qui porte sur la datation K-A<br />
et 40A39A des formations métamorphiques de la chaîne caraïbe du Vénézuela<br />
il importe d'examiner successivement:<br />
- la géologie de cette chaîne. Pour ce faire, nous nous référons aux synthèses<br />
faites par l'«école française», Stephan et al. (1980); Beck (1983, 1985);<br />
Stephan (1985); Stephan et al. (1989) et aux travaux de Maresch (1974,1975);<br />
- les modèles récents d'évolution géodynamique du domaine caraïbe. Il nous<br />
convient dans ce sens de présenter les travaux récents de Pindell et al. (1988)<br />
et de Ross et Scotese (1988).<br />
A -CARACTERES GEOLOGIQUES ESSENTIELS DE CHAINE CARAIBE<br />
VENEZUELIENNE<br />
La chaîne caraïbe du Vénézuela borde la frontière Sud de la plaque<br />
caraïbe. Elle possède des caractéristiques de chaîne alpine à savoir:<br />
- l'existence de matériel de type océanique sous forme de massifs<br />
ophiolitiques;<br />
- des zones «eÀ1:en1es»bien développées avec des flyschs et des molasses;<br />
- une tectonique de nappes importante;<br />
117
- plusieurs ceintures métamorphiques.<br />
L'allure générale de la chaîne est donnée à la figure 34. Elle est empruntée à<br />
Beck (1983). Elle est constituée d'un empilement d'unités tectoniques de<br />
direction Est-Ouest. Une coupe synthétique N-S offre le schéma suivant (fig.<br />
35):<br />
)- L'ALLOCHTONE COMPLEXE ET POLYPHASE DE LA RA<br />
Dénommée ainsi par Stephan et al. (1980), cette formation correspond à<br />
un vaste anticlinal constitué par un empilement de nappes qui comprend de<br />
bas en haut:<br />
l'unité de la cordillère côtière<br />
Elle se trouve au cœur de l'anticlinal évoqué ci-dessus. Elle est<br />
composée d'un socle. paléozoïque (7) métamorphisé, et d'une couverture<br />
sédimentaire détritique et carbonatée d'âge jurassique supeneur à sénonien<br />
inférieur. L'ensemble a subi un métamorphisme général dans le faciès<br />
schistes verts et est traversé par des plutons granitiques datés du Sénonien<br />
supérieur (Santamaria et Schubert, 1974).<br />
Des séq uences basiques métamorphisées comme celle de Todasana sont très<br />
fréquentes. Leurs relations tectoniques avec l'encaissant sont mal élucidées.<br />
- l'unité «frange côtière-Margarita» à éclogites et péridotites<br />
C'est une étroite bande côtière discontinue le long de la côte depuis<br />
Puerto Cabello à l'Ouest jusqu'au Cabo Codera à l'Est. On la retrouve bien<br />
développée dans l'île de Margarita. Elle apparaît là où elle a été bien étudiée à<br />
Puerto Cabello (Morgan, 1970) et dans l'île Margarita (Maresch, 1974,1975),<br />
comme un empilement complexe de schistes graphiteux, de métavolcanites<br />
(faciès schiste vert) et de roches à métamorphisme de haut grade comme des<br />
amphibolites à grenat et des éclogites qui seraient de nature tholéitique.<br />
L'âge de ce métamorphisme est l'objet de sérieuses controverses comme nous<br />
le verrons plus loin. Cette unité est séparée de celle de la cordillère côtière<br />
par un chevauchement anté-sénonien supérieur. Ble est aussi traversée,<br />
dans l'île de Margarita, par des plutons granitiques de cet âge (Santamaria et<br />
Schubert, 1974; Maresch, 1974).<br />
120
- la formation Dos Hermanas, d'âge albien (?) composée de laves et de brêches<br />
basaltiques métamorphisées dans le faciès prehnite-pumpellyite;<br />
- la formation Garrapata, constituée de turbidites remaniant des laves<br />
basiques, qui serait conacienne;<br />
- la formation Escorzonera composée de phyllites et calcaires intercalés de<br />
laves andésitiques. Cet ensemble est daté du maestrichtien;<br />
- des calcaires massifs à algues et foraminifères benthiques d'âge paléocène<br />
moyen à supérieur (60-55 Ma);<br />
- un complexe à blocs d'âge paléocène supeneur-éocène inférieur. Les<br />
olistolithes contenus dans ce dernier proviennent des terrains de la nappe<br />
que nous venons de décrire.<br />
A j'exception du contact séparant l'unité de la cordillère côtière de l'unité<br />
B- LES CONTRAINTES APPORTEES PAR LA<br />
PLAQUES SUR LES MODELES D'EVOLUTION<br />
CARAIBE<br />
CINEMATIQUE DES<br />
DE LA CHAINE<br />
On ne peut se dispenser, dans une interprétation "moderne" du<br />
domaine Caraïbe de faire intervenir des déplacements relatifs des continents<br />
Nord et Sud américains. Deux types de démarches se rencontrent. Le premier<br />
fait appel aux anomalies magnétiques (Ladd, 1976; PindeIl et al., 1988) de<br />
l'Atlantique et de la mer des Caraïbes. Il permet une détermination relative<br />
des mouvements des deux continents. Le second cherche à évaluer le<br />
mouvement absolu des deux plaques en prenant comme référentiel le système<br />
"point chaud" considéré comme fixe dans le temps (Morgan, 1981; Leclere<br />
Vanhoeve et Stéphan, 1985). La deuxième démarche ne permet guère de<br />
remonter au-delà de 125 Ma. Examinons les résultats obtenus:<br />
c entre le Jurassique moyen (180 Ma) et le Campanien (84 Ma) il existe un<br />
mouvement de divergence entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud<br />
(fig. 36), orienté WNW-ESE. En fait Leclere-Vanhoeve et Stéphan montrent<br />
que les deux continents se déplacent entre 125 Ma et 80 Ma vers le WNW mais<br />
avec une vitesse plus grande pour l'Amérique du Nord. Il nait entre les deux<br />
plaques une zone d'accrétion océanique, appelée plaque proto-Caraïbe (fig.<br />
37empruntée à Ross et Scotese, 1988).<br />
- vers 84 Ma il se produit un tournant essentiel dans le mouvement relatif des<br />
deux plaques Amérique. Selon Pindell et al. (1988), il n'y aurait plus entre<br />
elles de mouvement notable jusqu'à l'Eocène moyen (50,3 Ma) avant<br />
d'entreprendre un léger mouvement de convergence jusqu'à l'actuel.<br />
D'après Leclere-Vanhoeve et Stéphan (1985) il y aurait entre 80 et 65 Ma un<br />
mouvement de convergence net, entre les deux plaques avant qu'elles ne<br />
reprennent des trajets dans l'ensemble parallèles et de vitesse peu différente.<br />
Quel que soit le modèle choisi l'expansion océanique de la plaque proto<br />
Caraïbe cesse et son domaine est envahi par la plaque Farallon qui entame<br />
une progression ENE (fig. 38). Au Paléocène le domaine Caraïbe envahi par la<br />
plaque Farallon s'isole de cette dernière. La géologie de la région s'explique<br />
alors par le jeu de trois plaques dont deux sont mobiles, les plaques Amérique<br />
du Nord et Amérique du Sud, et une fixe la plaque Caraïbe. Il faut y ajouter des<br />
ouvertures océaniques comme la ride de Cayman qui compliquent encore la<br />
compréhension du phénomène. Aux frontières de plaques, plus<br />
particulièrement avec l'Amérique du Sud, cela va donner naissance à<br />
123
30<br />
20<br />
10<br />
o<br />
-110<br />
o 500<br />
NORTH AMERICA<br />
KM AT 20 N<br />
1<br />
1000<br />
-100<br />
2000<br />
-90 -80 -70 -60<br />
Figure 36: Mouvement de la plaque d'Amérique du Sud par rapport à celle<br />
d'Amérique du Nord considérée fixe. Il est décrit par les<br />
trajectoires reliées par les points suivants: LT- Triassique<br />
supérieur (position de pré-ouverture. indiquée par des tirets);<br />
COB- Limite continent-océan (réalignement des limites<br />
continentales après extension intracontinentale); BS- Anomalie<br />
magnétique Blake Spur; LC- Callovien supérieur (interpolé); LA<br />
Albien supérieur (interpolé). Anomalie 34 (Campanien inférieur).<br />
(Pindell et al.. 1988)<br />
Figure 37: Reconstruction tectonique pendant l'Aptien inférieur. 118.7 Ma.<br />
Mouvement de divergence des deux plaques d'Amérique.<br />
(Ross et Scotese, 1988) "<br />
30<br />
20<br />
o
plusieurs phases de mise en place de nappes dont la plus importante se situe à<br />
l'Eocène moyen pour la chaîne Caraïbe (fig. 39).<br />
C- LE PROBLEME ABORDE<br />
Dans toutes ces reconstructions il faut noter qu'elles ont un caractère<br />
très spéculatif et que certaines périodes sont moins connues que d'autres. Il<br />
importe donc de contraindre au mieux ces modèles en établissant une<br />
géochronologie aussi précise que possible sur des marqueurs géodynamiques<br />
comme le magmatisme ou le métamorphisme. C'est surtout au deuxième<br />
phénomène que nous nous sommes intéressés pour la chaîne Caraïbe. Nous<br />
avons vu lors de la présentation géologique que la frange côtière-Margarita<br />
contenait de rares éclogites, roches de haute pression (H.P) et de basse<br />
température (B.T), qui peuvent être interprétées comme une conséquence de<br />
la mise en place de nappes (Kienast et Rangin, 1982). Leur âge est l'objet de<br />
sérieuses controverses et deux points de vue s'opposent:<br />
- selon l'«écolefrançaise», Stéphan et al. (1980), Beck (1983,1985), l'âge de ce<br />
métamorphisme serait tithonique-éocrétacé (140 Ma). Leur logique est la<br />
suivante. La rupture de la Pangée au Trias supérieur se fait de façon Est-Ouest<br />
en partant de la Tethys. Aubouin (1977) parle de reconquête téthysienne qui<br />
atteindrait l'Ouest de la Pangée, c'est à dire la zone Caraïbe au Jurassique (fig.<br />
40). Pour cet auteur et ses élèves, jusqu'au Crétacé inférieur, ce qui se passe<br />
dans le domaine téthysien, notamment en Grèce, doit trouver des analogies<br />
plus à l'Ouest. Ainsi les ophiolites des Héllénides et des Dinarides se trouvent<br />
charriées sur du Be rriasien (Aubouin, 1977). Elles prouvent, selon cet auteur,<br />
l'existence de phases tectoniques importantes à la limite Jurassique-Crétacé.<br />
Cet événement qui s'est déroulé en Méditerranée orientale doit aussi s'être<br />
produit dans le domaine Caraïbe. On doit y trouver des charriages<br />
ophiolitiques et des roches de métamorphisme haute pression.<br />
Quels sont les arguments géologiques présentés par Stéphan et al. (1980) en<br />
faveur de cette hypothèse?<br />
- le Crétacé inférieur [Néocomien? (140-115 Ma)] est discordant sur les<br />
ophiolites de Siquesique; il apparaît des serpentines remaniées dans le<br />
Conacien (nappe de Villa de Cura) et surtout dans le Barrémo-Aptien (unité de<br />
la cordillère côtière dans la péninsule d'Araya-Paria);<br />
-
jurassique supérieur-Eocrétacé. A ce propos il n'est pas exclu que les<br />
éclogites et schistes à glaucophane de l'unité
n'y a pas la moindre preuve d'un mouvement de compression à cette époque<br />
entre Amérique du Nord et Amérique du Sud qui permettrait d'envisager la<br />
transformation d'une croûte océanique en éclogite.<br />
Sur un plan géologique, Tapponnier (1977) a démontré que les déformations<br />
alpines en Méditerranée depuis le Jurassique sont le résultat d'un<br />
poinçonnement oblique et progressif de l'Eurasie par divers promontoires de<br />
l'Afrique. Il est plus prudent de ne pas généraliser ce qui se passe en<br />
Méditerranée, dû à un mouvement bien particulier entre l'Eurasie et<br />
l'Afrique, au domaine Caraïbe. Rappelons qu'au Tithonique (140 Ma),<br />
l'Atlantique central est déjà ouvert, ce qui devait diminuer sensiblement la<br />
solidarité entre l'Amérique du Nord et l'Eurasie.<br />
- Selon Maresch (1974, 1975) les premiers mouvements tectoniques<br />
importants de la chaîne caraïbe Vénézuelienne dateraient du Crétacé<br />
supérieur. Il note que les formations métamorphiques de l'île Margarita, plus<br />
particulièrement de la formation Juan Griego, sont constituées de<br />
métasédiments. Leur âge de sédimentation serait compris entre le Jurassique<br />
supérieur et le Crétacé inférieur (163-97,5 Ma). De plus, comme des granites<br />
sénoniens (- 70 Ma) recoupent l'ensemble métamorphique de cette île, cet<br />
auteur pense que l'âge probable du métamorphisme devrait être Crétacé<br />
supérieur. Si on compare ces points de vue avec d'autres recontructions, on<br />
note que celles de Ross et Scotese (1988) ou celles de Pindell et al. (1988)<br />
s'accordent mieux d'un tel âge que de celui avancé par l'«écolefrançaise».<br />
L'objet principal de cette étude était de dater le métamorphisme HP-BT de la<br />
frange côtière-Margarita, dont l'âge se révèle très utile pour contraindre les<br />
reconstructions géodynamiques. Ce travail est une continuation de celui<br />
commencé par Loubet et al. (1985), dont les résultats seront évidemment pris<br />
en considération.<br />
L'horloge K-A a été utilisé sous ses deux formes, le K-A classique et 1'40A-39A<br />
avec dégazage par paliers. Santamaria et Schubert (1974) à l'aide du K-A<br />
classique avaient trouvé des âges de l'ordre de 30 Ma et posaient la question de<br />
savoir si des événements thermométamorphiques tertiaires n'avaient pas<br />
affecté l'ensemble de la chaîne. Pour répondre à une telle question il nous a<br />
paru utile d'étudier des formations ignées appartenant à d'autres unités<br />
tectoniques, comme par exemple le complexe basique métamorphisé de<br />
Todasana qui fait partie de la cordillère côtière et l'ophiolite de Tacota dite<br />
aussi de Loma de Hierro. L'idée est la suivante. A la fin de l'Eocène supérieur<br />
la structure de la chaîne est bien définie. En conséquence, si au Tertiaire des<br />
événements métamorphiques importants l'affectent, on devrait les retrouver<br />
dans les diverses unités tectoniques qui constituent l'allochtone de Lara.<br />
129
Ce mémoire sera structuré de la façon suivante. Tout d'abord, nous<br />
examinerons l'horloge K-A, ses avantages et ses limites. Nous verrons que<br />
faire appel à la méthode 40A39A avec dégazage par paliers permet d'affiner<br />
l'interprétation géologique des résultats du K-A classique. Le contexte<br />
géologique des échantillons étudiés et leurs caractéristiques minéralogiques<br />
seront décrits. Ensuite les résultats seront donnés et commentés. Nous<br />
estimons, enfin, en guise de conclusion, notre apport à la connaissance de la<br />
chaîne Caraïbe et les contraintes susceptibles de servir aux reconstructions<br />
géodynamiques de cette région.<br />
D- LA METHODE POTASSIUM-ARGON ET SON DERIVE LA METHODE<br />
40A 39A<br />
Cette méthode, de par sa facilité de mise en œuvre, est la plus<br />
communément employée en géochronologie. Ces deux formes, le potassium<br />
argon classique et 40A39A, ont été largement décrits. Citons pour le premier<br />
cas les ouvrages de Schaeffer et Zahringer (1966), de Dalrymple et Lanphere<br />
(1969) et de Faure (1986), pour le deuxième cas l'article d'Albarède (1982) ou<br />
le livre de Mc Dougall et Harrison (1988). Nous pouvons trouver, en langue<br />
française, des articles de revue, l'un de Montigny (1985) pour le K-A<br />
classique, l'autre de Maluski (1985) pour la méthode 40A-39A.<br />
I-PRINCIPE DE DATATION PAR LA METHODE POTASSIUM·ARGON<br />
Le principe général est très simple. Le potassium 40, l'un des isotopes<br />
du potassium (symbole chimique K), est radioactif (de période 1,25.109 ans) et<br />
se désintègre en argon 40 (symbole chimique 40A). L'âge pourrait être<br />
déterminé si on connait la constante de désintégration et si les quantités des<br />
isotopes père et fils sont mesurées avec précision (pour plus de détails voir<br />
annexe 1).<br />
Ecrivons d'abord l'équation d'âge et ensuite les hypothèses formulées pour<br />
obtenir un résultat géologiquement significatif à l'aide de cette équation.<br />
40A* et 40Ca*: argon 40et calcium 40 produits par la désintégration in situ du<br />
potassium 40.<br />
À: constante radioactive globale du potassium 40<br />
On peut poser" = "ë + "13<br />
130
l'anorthoclase apparaissent de ce point de vue comme les minéraux les plus<br />
favorables à des déterminations d'âge (Dalrymple et Lanphere, 1969; Mc<br />
Dougall et Harrison, 1988).<br />
Quels sont les concepts liés à la détermination d'un âge radiométrique, donc<br />
K-A, pour une roche de haute température (roche magmatique ou<br />
métamorphique)? En d'autres termes, quelle est la signification géologique<br />
d'un âge calculé. Deux exemples empruntés à Dalrymple et Lanphere (1969)<br />
permettent d'éclaircir ce point.<br />
Envisageons un magma qui cristallise et se refroidit (fig. 41). Au cours de ce<br />
processus on distingue trois phases; la première à haute température où tout<br />
l'argon radiogénique formé par désintégration diffuse hors du système; la<br />
seconde, dont la durée importe pour l'interprétation de l'âge K-A marque le<br />
début du refroidissement et de l'accumulation partielle d'argon; la dernière,<br />
enfin, rei1ète la rétention complète de l'argon.<br />
Dans le cas d'une roche à refroidissement rapide, comme un basalte, la durée<br />
du stade intermédiaire peut être considérée comme géologiquement<br />
négligeable. L'âge K-A calculé reflète alors celui de la cristallisation. Par<br />
contre dans le cas d'une roche à refroidissement lent, comme un batholite<br />
granitique, la durée de la seconde phase n'est souvent pas négligeable; l'âge<br />
K-A calculé représente quelque chose de mal défini; on parle alors d'âge de<br />
refroidissement ("cooling ages" des auteurs anglo-saxons).<br />
Supposons que ce granite subisse un événement thermique (métamorphique)<br />
postérieurement à sa cristallisation (fig. 42). Il subit alors une perte partielle<br />
d'argon. L'âge mesuré (fig. 42) n'a pas de signification géologique, parce que<br />
l'horloge n'a pas été remise à zéro.<br />
Revenons au cas d'une roche à refroidissement lent. La durée de la période<br />
intermédiaire dépend de deux facteurs, l'un minéralogique, l'autre<br />
géologique. Examinons les successivement.<br />
a- Facteur minéralogique<br />
Les minéraux constitutifs de la roche n'ont pas la même capacité de<br />
retenir l'argon et vont donc se fermer à plus ou moins haute température.<br />
Ceux qui retiennent bien leur argon vont se comporter en système clos à<br />
haute température, alors que chez des autres il va avoir une diffusion d'argon<br />
jusqu'à des températures géologiquement basses. Les fondements de la<br />
théorie des âges de refroidissement établis par Dodson (1973) constituent les<br />
bases essentielles pour la compréhension de ce phénomène. Il démontre<br />
133
notamment que, pour un minéral donné, la température de fermeture (fig.<br />
43) dépend de la vitesse de refroidissement. Il est possible, pour une espèce<br />
minérale donnée, de fixer un ordre de grandeur des températures de<br />
fermeture. Ainsi Harrison et Mc Dougall (1980) proposent pour la hornblende<br />
et la biotite des températures de fermeture respectives de 540° ± 40° Cet 280°<br />
± 40° C. Cette dernière valeur avait aussi été suggérée par Dodson (1973). La<br />
température de fermeture des muscovites est plus imprécise, mais une valeur<br />
de 350° C est couramment admise. Pour les felsdpaths, plagioclase et<br />
orthoclase, Berger et York (1981) donnent des valeurs voisines de 130° à<br />
150°C.<br />
b- Facteur géologique<br />
C'est le paramètre déterminant. Pour le métamorphisme le temps de<br />
refroidissement est l'objet de sérieuses controverses entre deux thèses.<br />
La première est un point de vue nord-américain qui stipule que les<br />
différences d'âge entre minéraux d'une même roche, qui peuvent atteindre<br />
plusieurs dizaines de millions d'années, résultent d'un processus lent et<br />
continu (Armstrong, 1966; Berger et York, 1981). Les auteurs d'une telle<br />
hypothèse ont essentiellement travaillé dans le bouclier nord-américain où<br />
les données de géologie de terrain sont rares.<br />
La seconde émanant des géochronologistes du métamorphisme alpin (Fitch et<br />
al., 1969; Monié, 1984) qui disposent d'observations de terrain nombreuses et<br />
de qualité, considère ce phénomène comme discontinu, constitué de plusieurs<br />
phases séparées dans le temps. Les écarts d'âge entre amphibole et mica d'une<br />
même roche ou entre mica et felsdpath résulteraient de pulsions thermiques<br />
successives, accompagnées de circulation de fluides. On aurait donc,<br />
contrairement à la première hypothèse, des temps de refroidissement<br />
relativement rapides. Les études sur le métamorphisme alpin montrent que<br />
ce phénomène peut se produire dans une région donnée. Un "climat chaud"<br />
pourrait ainsi se maintenir pendant quelques dizaines de millions d'années.<br />
Cette idée a été avancée par Albarède (1976) à propos du métamorphisme<br />
pyrénéen. Nous verrons, lors de la présentation des données et de leur<br />
interprétation, que ce point de vue pourrait convenir pour le<br />
métamorphisme de la chaîne côtière du Vénézuela. Il faut signaler, enfin,<br />
que le K-A classique peut indiquer des âges trop anciens par suite de la<br />
présence d'argon étranger. Damon (1968) note que cet argon aurait deux<br />
origines:<br />
135
il proviendrait d'un ohéritage de la roche précédente (cas du<br />
métamorphisme). on parle alors d'argon hérité (inherited argon);<br />
- il serait introduit dans le minéral après sa cristallisation; on parle alors<br />
d'excès d'argon(excess argon).<br />
Les résultats sur le métamorphisme de la frange côtière-Margarita indiquent<br />
la présence d'argon étranger. Nous y reviendrons.<br />
.lIf- LA METHODE 4 0A.3 9A<br />
Cette méthode a été mise au point sur les météorites par Merrihue et<br />
Turner (1966). L'échantillon à analyser est irradié dans une pile atomique.<br />
Une partie du potassium 39, sous l'effet des neutrons rapides, se transforme<br />
en argon 39. Parallèlement à cette réaction, d'autres réactions se produisent à<br />
partir du calcium qui produisent des interférences sur les isotopes de l'argon.<br />
les principales réactions sont les suivantes:<br />
40Ca + n ---------> 36A + n + a (1)<br />
40Ca+ n ---------> 37A + a (2)<br />
42Ca+ n ---------> 39A + a (3)<br />
39K + n ----------> 39A + p (4)<br />
40K + n ----------> 40A + p (5)<br />
Seule l'équation (4) nous importe du point de vue chronométrique puisque le<br />
rapport 40K/39K est une constante.<br />
La quantité d'39A produit dépend du rendement de la réaction (4). En<br />
employant le formalisme d'Albarède (1976, 1982) l'équation d'âge a l'allure<br />
suivante:<br />
On pose a = 40K/39K et R le rendement de réaction (4).<br />
L'équation (1) peut s'écrire:<br />
Le rendement de la réaction est mal connu. Pour contourner cette difficulté,<br />
on irradie simultanément un échantillon d'âge K-A connu (standard) appelé<br />
moniteur dans la littérature. On considère alors que le rendement de la<br />
réaction (4) est identique pour tous les échantillons. L'équation (3) devient<br />
alors:<br />
136
m: désigne moniteur; ech: désigne échantillon.<br />
Les rapports (40A* j39A)ech , (40A* j39A)m sont mesurés au spectromètre de<br />
masse; tm est connu. 11 est donc facile de calculer tech:<br />
L'équation (4) s'écrit:<br />
Cette méthode de datation peut être utilisée de deux manières.<br />
1 - FUSION TOTALE<br />
En procédant de cette façon on obtient une information identique à<br />
celle fournie par le potassium-argon classique. Cependant, le problème<br />
d'hétérogénéité d'échantillon ne se pose pas contrairement à la méthode<br />
précédante puisqu'on analyse le potassium et l'argon sur la même aliquote.<br />
En outre on s'affranchit partiellement du problème de séparation des<br />
minéraux en permettant de travailler sur de plus petites quantités puisqu'une<br />
seule prise d'échantillon est nécessaire. En revanche, elle offre le<br />
désavantage d'être chère en raison du prix des irradiations.<br />
2- LE DEGAZAGE PAR PALIERS DE TEMPERATURE<br />
Cette technique a été développée en cosmochimie (Merrihue et Turner,<br />
1966; Tumer, 1968) à l'imitation de ce qui se faisait déjà avec la méthode Iode<br />
Xénon. L'espoir était de reconstituer au laboratoire et sous vide l'histoire<br />
thermique des échantillons en chauffant progressivement et en analysant à<br />
chaque étape la quantité de gaz libéré.<br />
137
a- Mode de représentation<br />
Nous allons exposer deux manières de présenter les résultats. La<br />
première est utilisée par tous les auteurs. L'âge apparent mesuré pour chaque<br />
palier, c'est à dire la composition isotopique 40A*/39A, est reporté en<br />
fonction de la fraction cumulée d'39A dégazé (fig. 44). Le succès de ce<br />
diagramme vient du fait qu'il permet de visualiser les données en termes de<br />
modèles simples mono ou biphasés du comportement de l'argon radiogénique,<br />
comme ceux proposés par Turner (1968) ou Fitch et al. (1969).<br />
Supposons tout d'abord que l'on analyse un minéral à répartition homogène<br />
de potassium, sans excès ni perte d'argon depuis le temps Tde sa formation. Si<br />
l'on néglige les effets d'irradiation, le rapport des probabilités de chaque site<br />
du potassium d'être occupé par de l'argon 40 radiogénique ou de 1,39A est égal<br />
au rapport des concentrations correspondantes. En conséquence il y a une<br />
constance du rapport 40A*1 39A sur tous les paliers de dégazage. Dans ce cas<br />
on obtient dans ce diagramme évoqué plus haut un spectre d'âge plat (fig. 44)<br />
appelé plateau. Il faut toutefois noter que la définition d'un plateau d'âge est<br />
purement subjective. Au cours de ce travail nous avons adopté celle de Féraud<br />
et al. (1982) où au moins trois paliers consécutifs, totalisant au minimum 70 %<br />
de 1'39A libéré, possèdent le même âge à 2 a près.<br />
L'interprétation des spectres devient compliquée si l'on s'adresse à un<br />
échantillon qui a subi deux événements thermiques ou plus au cours de son<br />
histoire. Nous nous limiterons au premier cas.<br />
La seconde est appelée diagramme isochrone.<br />
Après avoir effectué une correction du blanc de la ligne et des interférences<br />
le rapport 40A/36A de chaque palier est reporté en fonction du rapport<br />
39A/36A. Au cas où l'argon initial est négligeable et l'histoire géologique<br />
simple, les divers paliers définissent une droite appelée isochrone (fig. 45).<br />
La pente donne l'âge et l'ordonnée à l'origine indtque la valeur du rapport<br />
40A/36A de l'air. Pour un minéral qui a piégé de l'argon radiogénique au<br />
moment de sa cristallisation ou postérieurement à celle-ci, une partie ou<br />
l'ensemble des paliers peuvent définir une isochrone dont l'âge sera<br />
significatif et l'ordonnée à l'origine indicatrice de la composition isotopique<br />
de l'argon étranger piégé dans le minéraL Cependant, comme l'ont souligné<br />
Roddick et al. (1980), ce diagramme présente un sérieux inconvénient. Du fait<br />
de sa faible abondance, l'36A est mesuré de manière imprécise. Les erreurs<br />
sont fortement corrélées et peuvent par conséquent conduire à des<br />
139
alignements fortuits donnant des âges non significatifs du point de vue<br />
géologique.<br />
Il est donc préférable de choisir l'isotope 40 comme référence, puisque<br />
l'erreur commise sur sa détermination est faible. Comme l'ont fait Roddick et<br />
al. (1980) on utilise donc le diagramme 39A/40A en fonction de 36A/40A. Les<br />
paliers d'un même échantillon peuvent y définir une droite dont l'intercept<br />
avec l'axe des ordonnées (39A/40A) donne l'âge et celui avec l'axe des<br />
abscisses la composition isotopique de l'argon étranger (fig. 46aet b).<br />
Nous allons maintenant examiner deux types de modèles proposés pour<br />
interpréter les spectres d'âge par palier.<br />
b- Modèle de Turner (1968)<br />
On suppose un minéral non déformé, homogène et isotrope où le<br />
potassium n'occupe qu'un seul site cristallographique. Il cristallise en TO et<br />
subit un événement thermique géologique de courte durée, en Tl. Si la crise<br />
n'est pas intense, les sites externes sont appauvris, voire vidés de leur argon<br />
radiogénique alors que les sites internes en conservent une partie. C'est cette<br />
distribution d'argon radiogénique, que l'on observe, en chauffant par palier.<br />
Il convient, bien sûr, d'y ajouter l'40A produit de façon homogène après la<br />
crise (fig. 44). Il ressort de ce qui précède que les premières fractions de<br />
l'échantillon fourniront la composition isotopique 40A*/39A des zones<br />
externes, c'est à dire un âge voisin de Tl ou supérieur. Celles de haute<br />
température reflèteront la composition isotopique du cœur du minéral dont<br />
l'âge sera, au plus égal, à l'âge TO de formation. Les calculs de Turner<br />
montrent qu'il est impossible d'obtenir sur un même spectre l'âge de<br />
cristallisation et l'âge de perturbation. Des spectres intermédiaires sont plus<br />
vraisemblables. Sa simplicité et son succès sur les météorites font que le<br />
modèle de Turner devient rapidement populaire. Il se heurte cependant à des<br />
diffcultés lors de son application aux minéraux contenant des groupements<br />
O-I- comme les biotites et les amphiboles.<br />
c- Modèle de Fitch et al. (1969)<br />
Ces auteurs se proposent de dater le métamorphisme alpin. Les<br />
minéraux qu'ils analysent sont des micas déformés, loin de la perfection des<br />
plagioclases et des pyroxènes extraits des météorites. Il s'avère nécessaire de<br />
trouver pour ces minéraux hydroxylés et tectonisés une explication<br />
141
différente de celle envisagée par Turner (1968). Dans ce cas, on fait appel à<br />
une hétérogénéité des sites cristallins de l'argon radiogénique. Ainsi les<br />
paliers de basse à moyenne température seraient issus de sites correspondant<br />
à des défauts, .à des débuts de recristallisation (sites B). Par contre, les<br />
fractions de haute température correspondraient aux sites ayant une haute<br />
énergie d'activation (sites C). Il faut associer à ces deux types, des sites A<br />
étrangers au réseau proprement dit du minéral (surfaces, fissures, cavités,<br />
joints intergranulaires), capables de piéger de l'argon ambiant parfois<br />
radiogénique. Cet argon donne au spectre une partie de basse température<br />
descendante.<br />
Dans le schéma proposé par Fitch et al., il peut y avoir des ruptures brutales<br />
dans le spectre d'âge (fig. 47) puisque l'on peut passer sans transition du<br />
dégazage des sites B à celui des sites C.<br />
d- Problème de l'application de la méthode 40A _3 9A aux<br />
terrestres. Ce que l'on peut en attendre.<br />
échantillons<br />
Pour des échantillons à histoire géologique simple contenant des<br />
minéraux tels que biotite ou amphibole, la datation 40A-39A fournit des<br />
plateaux d'âges bien définis et permet donc de faire des déterminations de<br />
grande précision par rapport au K-A classique. Le résultat dans ce cas<br />
revient strictement le même que l'on préfère le modèle de Fitch et al. ou celui<br />
de Turner.<br />
Lorsqu'on a affaire à des échantillons à histoire thermique complexe il faut<br />
soigneusement distinguer le domaine des météorites et échantillons lunaires<br />
de celui des échantillons terrestres. Dans le premier cas on s'adresse à des<br />
minéraux non hydroxylés relativement simples, qui ne présentent pas de<br />
figures de démixion, et qui ont été soumis au vide sidéral. Il y a donc un<br />
espoir de reconstituer au laboratoire et sous vide ce qui s'est passé. Le modèle<br />
simple de Turner peut alors s'appliquer. La méthode a ainsi permis de rendre<br />
compte l'histoire de nombreuses météorites et de montrer que les
un métamorphisme. Des phénomènes brutaux de déshydroxylation se<br />
produisent et entrainent un changement considérable des paramètres du<br />
réseau (Gaber et al., 1988). Il apparaît par conséquent difficile d'interpréter<br />
les résultats 40A-39A sur minéraux hydroxylés à l'aide du modèle de Turner<br />
puisque le mode de libération de l'argon n'obéit pas au processus de diffusion<br />
volumique (Hanson et al., 1975; Gaber et al., 1988). Cependant il s'avère,<br />
comme l'ont souligné Gaber et al. (1988), que certaines amphiboles donnent<br />
des profils de dégazage qui s'expliquent bien à l'aide du modèle de Turner<br />
(Harrison et Mc Dougall, 1980).<br />
Pour ce qui est des feldspaths terrestres, il apparait difficile, en raison des<br />
phénomènes de démixion, d'utiliser des modèles simples pour expliquer les<br />
âges. Foland (1974) a toutefois montré que dans le cas exceptionnel de<br />
minéraux homogènes, la modélisation appliquée aux météorites était valable.<br />
On peut à présent se poser la question, que peut-on attendre d'une<br />
investigation 40A-39A avec dégazage par paliers sur des échantillons<br />
terrestres qui ont subi pendant leur histoire deux événements thermiques? Si<br />
l'événement postérieur à la cristallisation est de moindre intensité, par<br />
exemple un métamorphisme dans le faciès schiste vert succédant à un<br />
métamorphisme dans le faciès amphibolite, on peut espérer, après un<br />
soigneux tri des minéraux, retrouver l'âge de cristallisation. 11 importe de<br />
faire plusieurs mesures sur une même formation. Les paliers de basse<br />
température peuvent indiquer de façon grossière l'âge de l'événement<br />
perturbateur. Si l'événement 2 est intense, le spectre d'âge peut être plus<br />
précis sur son âge mais la mémoire de l'événement 1 est perdue. La méthode<br />
permet souvent d'estimer la validité géologique des âges K-A classiques. Elle<br />
est, en effet, susceptible de mettre en évidence la présence d'argon étranger<br />
qui a pour effet de donner des âges géologiquement trop anciens. On a<br />
affaire, pour de nombreux minéraux, au spectre en "selle" ("saddle shape<br />
spectrum") pour lequel Harrison et Mc Dougall (1981) ont proposé une<br />
explication. 11 y aurait deux types d'argon étranger, l'argon en excès<br />
introduit dans le minéral après sa cristallisation et qui dégazerait dans les<br />
premiers paliers, et l'argon hérité introduit pendant la cristallisation du<br />
minéral qui serait situé dans les sites anioniques fortement rétentifs.<br />
Toutefois, pour les micas contenant de l'argon étranger, Foland (1983) a<br />
montré qu'ils fournissaient des plateaux presque parfaits ou des profils en<br />
"dos d'âne" (hump shape spectrum"). Ceci montre que la méthode peut se<br />
révèler inefficace à détecter, dans certaines circonstances, l'existence<br />
d'argon étranger.<br />
144
En résumé, pour les échantillons à histoire complexe, cette méthode donne<br />
davantage des indications qualitatives que quantitatives sur les échantillons<br />
terrestres. Elle est loin de satisfaire les espoirs mis en elle à la suite des<br />
découvertes sur les météorites. Son succès s'observe sur les échantillons peu<br />
ou pas perturbés où on obtient une bonne précision sur les âges (1 % ou<br />
mieux) autorisant une géochronologie fine, en particulier sur les matériaux<br />
volcaniques.<br />
145
Chapitre 2<br />
1 -<br />
GEOLOGIE ET PETROLOGIE DES AFFLEUREMENTS<br />
ETUDIES<br />
FRANGE COTIERE-MARGARITA<br />
Les échantillons analysés de cette unité tectonique, composée de<br />
roches métamorphiques variées, proviennent de deux sites, l'île de Margarita<br />
et Cabo Codera. Le premier a été étudié en détail par les géologues de<br />
l'université de Princeton. Nous emprunterons à l'un d'entre eux, Maresch<br />
(1974, 1975) qui nous a fourni les spécimens, les descriptions structurales et<br />
pétrologiques des formations qui affleurent. Pour Cabo Codera nous ne<br />
disposons que d'une coupe dressée par Loubet et Montigny et des descriptions<br />
microscopiques que nous avons faites. Nous ferons un bref compte-rendu des<br />
formations de Puerto Cabello étudiées par Morgan (1969) puisque nous<br />
prendrons en compte dans la discussion, un résultat géochronologique<br />
obtenu par Loubet et al. (1985) sur une roche de ce site.<br />
1- LES FORMATIONS METAMORPHIQUES DE L'lLE MARGARITA<br />
L'île de Margarita est la plus importante des îles Caraïbes<br />
Vénézueliennes. On trouvera à la figure 48 un schéma de situation et une<br />
carte géologique simplifiée de Maresch (1975). Elle est localisée dans une<br />
zone sismiquement active encore mal comprise. Les roches métamorphiques<br />
(Maresch, 1974,1975) constituent un anticlinorium tronqué vers le Nord dont<br />
la colonne stratigraphique est la suivante (fig. 49). L'unité la plus ancienne,<br />
dont la base n'est pas connue, est celle de La Rinconada. Elle est composée de<br />
gneiss à amphibole de différents types interstratifiés avec des micaschistes<br />
graphiteux. Elle renferme des filons d'éclogites à amphibole-paragonite qui,<br />
en volume sont insignifiants. Maresch y distingue deux zones<br />
métamorphiques sur la base de la présence de pyroxène sodique dans les<br />
gneiss à amphibole. L'épaisseur minimum de l'unité de La Rinconada est<br />
estimée à 2000m. Ce serait à l'origine une série volcanique avec des argiles et<br />
des cherts interstratifiés.<br />
D'un point de vue pétrographique la zone métamorphique 1 se caractérise par<br />
des gneiss à amphibole composés d'une amphibole bleu-verte, la barroisite,<br />
d'albite, de cIinozoïsite et de faibles abondances d'almandin, de chlorite, de<br />
biotite, quartz et sphène. La muscovite est généralement rare et<br />
147
la paragonite absente. La zone métamorphique II, par contre, est riche en<br />
mica blanc, paragonite et muscovite. De plus elle peut avoir du pyroxène<br />
sodique ou des associations symplectiques amphibole-albite, qui se<br />
pseudomorphosent. Ce pyroxène est de l'omphacite. Les gneiss de la zone<br />
métamorphique 11 passent de façon progressive à ce que Maresch appelle des<br />
éclogites à amphibole-paragonite, qui se présentent sous forme de filons.<br />
Elles contiennent de la barroisite, de l'omphacite, du grenat, de la clinozoïsite,<br />
de la paragonite et en quantités moindres de l'albite, du sphène et du sulfure<br />
de fer.<br />
L'absence de foliation et la grande taille des minéraux différencient les<br />
éclogites des gneiss. L'échantillon XII-J (collection de W. Maresch) est une<br />
amphibolite rubanée à mica blanc et grenat. La transformation de<br />
l'amphibole en actinote et la présence de clinozoisite, albite, chlorite<br />
montrent que cet échantillon a subi un métamorphisme rétrograde dans 1e<br />
faciès schiste vert. La roche MAR 38 est aussi un gneiss (collection du<br />
professeur Navarro); elle est moins affectée minéralogiquement par la<br />
rétromorphose; l'amphibole bleu-verte apparait ainsi bien préservée et le<br />
mica est de la paragonite. L'unité de La Rinconada passe de façon progressive<br />
à la formation de Juan Griego. A la base de celle-ci on observe une alternance<br />
d'amphibolite gneissique et de micaschistes graphiteux qui paraissent<br />
prédominants au sommet de la série.<br />
Tl existe une grande controverse sur la nature des relations tectoniques entre<br />
la fin de l'unité métamorphique de Las Robles et celle de Juan Griego.<br />
Maresch (1975) pense que le contact serait de nature tectonique. La<br />
formation de Las Robles est composée de schistes silicieux d'origine tufacée.<br />
Elle a subi un métamorphisme de faciès schiste vert. Ces lits siIicieux sont<br />
interstratifiés avec des bancs carbonatés dont certains contiennent des<br />
radiolaires et foraminifères d'âge Crétacé moyen à Crétacé supérieur.<br />
Cette série métamorphique est traversée par des corps intrusifs de nature<br />
variée. Le granite d'El Salado est un leucogranite dont la texture peut être<br />
granulaire ou ex.1:rêmement déformée. Dans ce cas (échantillons SJ-B1 et W<br />
1252), Maresch parle de gneiss œillés. Les yeux sont composés' de fragments<br />
plus ou moins écrasés et broyés de microcline, d'albite ou d'oligoclase sodique<br />
et d'agrégats polycristallins des mêmes minéraux. La foliation est le résultat<br />
de lits composés, où du quartz polycristallin alterne avec des lits d'albite ou<br />
d'oligoclase sodique accompagné de microcline, mica blanc et cIinozoïsite.<br />
Les feldspaths ignés, qui sont parfois bien préservés (c'est le cas de deux<br />
échantillons analysés) permettent de classer ces roches comme granite ou<br />
adamellite. Le granite d'El Salado recoupe la formation de La Rinconada. Les<br />
149
affleurements des orthogneiss de Guayacan sont plus étendus que le type de<br />
granite qui vient d'être décrit. Les contacts avec les Gneiss à amphibole ne<br />
font pas apparaître d'auréoles métamorphiques. Ils ont une composition<br />
minéralogique (W 809, W 675, W 167, W158: collection de W. Maresch)<br />
suivante: albite non maclée en agrégats de forme lenticulaire associée à du<br />
mica blanc (muscovite-paragonite), de l'épidote (clinozoisite) et de la<br />
chlorite. La nature des contacts avec l'encaissant (formation de La Rinconada<br />
et de Juan Griego) conduit Maresch à considérer ces orthogneiss comme une<br />
ancienne intrusion mise en place à la même période que le métamorphisme<br />
de la roche encaissante.<br />
D'autres corps intrusifs, comme la trondjhémite de Matasiete ou des<br />
péridotites serpentinisées, traversent tout ou partie de l'ensemble<br />
métamorphique. Nous soulignons pour ce qui nous intéresse que la première<br />
formation citée a été datée à 72 ± 6 Ma (Santamaria et Schubert, 1974).<br />
Le problème réside dans la détermination de l'âge du métamorphisme sur l'île<br />
de Margarita.<br />
Il semble clair que le métamorphisme comprend au moins deux phases. La<br />
première est de haute pression et de température relativement basse, la<br />
seconde conduit à une rétromorphose dans le faciès schiste vert. Les<br />
contraintes sur leur âge fournies par les études géologiques manquent de<br />
précision. L'âge des roches originales de la formation de La Rinconada et<br />
celle de Juan Griego est attribué au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur.<br />
Comme ces deux unités sont affectées par la première phase, elles ne<br />
pourraient alors être plus anciennes que 130 Ma. La seconde phase affecte<br />
l'ensemble de la série et notamment l'unité de Los Robles dont le protolithe<br />
est probablement Crétacé supérieur. On peut donc penser que la phase schiste<br />
vert serait, au plus, vieille de 80-90 Ma. Pour ce qui est de la trondjhémite de<br />
Matasiette et des leucogranites semblables à ceux de l'île Margarita affleurant<br />
ailleurs dans les Caraïbes, les mesures radiométriques fournissent un âge de<br />
70 Ma (Santamaria et Schubert, 1974). Par conséquent le métamorphisme<br />
schiste vert ne peut être plus récent.<br />
Les questions que l'on se pose sont les suivantes:<br />
- y a-t-il continuité entre métamorphisme HP-ET et le métamorphisme<br />
schiste vert?<br />
- les granites ont-ils induit lors de leur intrusion ou sont-ils contemporains<br />
de la phase schiste vert?<br />
- y a-t-il des événements thermo-métamorphiques tertiaires?<br />
150
2- LES FORMATIONS METAMORPHIQUES DE PUERTO CABELLO<br />
D'après l'étude détaillée de Morgan (1970) les formations<br />
métamorphiques de Puerto Cabello ressemblent beaucoup à celle de l'île de<br />
Margarita. Elles se caractérisent par la présence d'éclogite (roche à grenat et<br />
omphacite) et par l'absence ou mieux la faible abondance des feldspaths. En<br />
outre les faciès décrits dans l'île de Margarita se retrouvent à Puerto Cabello à<br />
savoir: éclogite, amphibolite à chlorite-épidote. On y observe donc une<br />
rétromorphose dans le faciès schiste vert de roches qui auraient subi au<br />
préalable un métamorphisme de HP-BT (6-8 Kb, 525 ± 50° C). La figure 50<br />
résume les estimations pression-température (P-T) faites par Maresch (1974)<br />
pour les roches métamorphiques de la chaîne Caraïbe, montrant des points et<br />
différences entre le métamorphisme de Puerto Cabello et Margarita.<br />
3- LA COUPE DE CABO CODERA<br />
Elle a été levée par Urbani, Loubet et Montigny en 1987. On y retrouve<br />
(fig. 51) les mêmes caractéristiques qu'à Margarita ou à Puerto Cabello à<br />
savoir:<br />
- conformité entre les termes métasédimentaires et métavolcaniques;<br />
existence de corps intrusifs comme des trondjhémites;<br />
- présence d'amphibolites à grenat.<br />
11- L'UNITE DE LA CORDILLERE COTIERE<br />
Le complexe de Todasana est l'un de ces massifs basiques de la<br />
cordillère côtière dont les relations avec l'encaissant sont mal définies. Il<br />
aurait été métamorphisé dans le faciès amphibolite au Paléozoique ou au<br />
Précambrien. L'examen microscopique des échantillons (Annexe 4) révèle<br />
une surimposition d'un métamorphisme schiste vert de faible degré, qui est<br />
général dans l'unité de la cordillère côtière. L'âge de ce métamorphisme<br />
serait Crétacé.<br />
lII- L'UNITE DE LOMA DE HIERRO-SIQUESIQUE: COMPLEXE<br />
OPHIOLITIQUE DE TACOTA<br />
Le contexte tectonique a été décrit dans l'introduction. D'un point de<br />
vue pétrographique on observe toutes les caractéristiques d'une ophiolite:<br />
harzburgite serpentinisisée, gabbro à pyroxène ou amphibole (TC 87-12),<br />
151
154
Tableau 15' Résultat K-Ar', Métamorphisme de la zone cotière<br />
Ref. Ech. Minéral K20<br />
40A<br />
4OA\'*<br />
.'<br />
Age ±a<br />
4OA/total<br />
(%) (lO-llmoVg) (%) (Ma)<br />
lie de Margarita<br />
Unité de La Rinconada<br />
gneiss à amphiboles<br />
*XII-J amphibole 0,18 1,202 37 47,0± 4,0<br />
clinozoïsite 0,02 0,125 6,8 43,0±31,0<br />
mica blanc 0,58 3,403 33 40,1 ± 2,5<br />
I\'IAR 38 paragonite 0,43 5,32 63,3 83,3 ± 2,5<br />
plagioclase 0,08 0,42 19,71 36,3 ± 4,7<br />
amphibole 0,17 1,43 62,31 56,7 ± 3,2<br />
orthogneiss (tonalites)<br />
*w 809 clinozoïsite 0,06 0,461 12 57,5± 15<br />
amphibole 0,03 0,172 9,3 37,0±19<br />
chloritisée<br />
*W675 phengite 9,03 66,31 88 50,5 ± 1,5<br />
clinozoïsite 0,31 2,029 21 44,5± 3,5<br />
amphibole 0,09 0,613 24 45,5 ± 7,5<br />
chloritisée<br />
*w 167 phengite 8,43 62,86 92 51,0± 1,5<br />
chlorite 0,03 0,28 5,8 56,5 ± 26<br />
clinozoïsite 0,04 0,61 41 98,0± 30<br />
*w 158 phengite 7,55 65,79 % 59,5 ± 2<br />
granodiorites<br />
*SJ-B1 muscovite 9,50 94,36 94 67,S ± 2<br />
*w 1252 muscovite 9,60 75,31 95 54,O± 2<br />
Frange côtière<br />
amphiboIites à grenat<br />
*P1'O 1 amphibole 0,63 2,983 34,6 32,4 ± 1,2<br />
*OR 7 amphibole 0,27 35 92 735 ± 30<br />
hornblendite<br />
CC87-1<br />
gabbro<br />
amphibole 0,15 11,8 87,9 475 ± 26<br />
CC87-3 amphibole 0,32 3,09 60,84 91,5±3,4<br />
paragonite<br />
amphibolite<br />
4,64 20,01 89,46 29,7 ± 0,9<br />
CC 87-8 amphibole 1,02 Il,56 71,97 77,3 ± 2,2<br />
biotite 5,48 24,72 48,15 31,1 ± 0,9<br />
chlorite 0,38 1,18 21,63 21,4 ± 1,1<br />
*CC2 amphibole 0,23 5,328 69 155 ± 7<br />
*CC 5 amphibole 0,22 29,2 93 753 ± 31<br />
156
Suivant la position de l'échantillon par rapport à l'intrusion (ou par rapport<br />
à la faille) le système K-A est plus ou moins ouvert. Ces phénomènes ne<br />
peuvent pas engendrer de façon significative des transformations<br />
minéralogiques dans l'encaissant. Il est alors possible d'appliquer la notion<br />
de température de fermeture d'un minéral.<br />
b-Cabo Codera, Puerto Cabello, Oricao (région de Caracas).<br />
On peut noter deux caractéristiques à travers les résultats obtenus sur<br />
ces formations métamorphiques:<br />
- une grande dispersion des résultats sur amphibole qui vont du<br />
Précambrien, 735 ± 30 Ma pour OR 7 et 753 ± 31 Ma pour CC S, au Tertiaire, 32,4<br />
± 1,2 Ma pour PTO 1, en passant par le Paléozoïque, 475 ± 26 Ma pour CC 87-1, et<br />
le Cénozoïque, 155 ± 7 Ma pour CC2, 91,S ± 3,4 Ma pour CC 87-3 et 77,3 ± 2,2 Ma<br />
pour CC 87-S;<br />
-trois valeurs d'âge voisin de 30 Ma données par trois minéraux<br />
différents, une amphibole verte déformée, PTO l, 32,4 ± 1,2 Ma, une biotite<br />
légèrement chloritisée, CC87-8, 31,1 ± 0,9 Ma, et une paragonite, CC 87-3,29,7<br />
± 0,9 Ma.<br />
On peut donner deux explications possibles à la dispersion des âges sur<br />
amphibole. Dans un premier temps, on pourrait imaginer un métamorphisme<br />
initial HP-ET au voisinage de 750 Ma; au Crétacé supérieur il se produit un<br />
événement thermique qui aurait ouvert partiellement ou totalement les<br />
horloges potassium-argon. Par la suite, des rejeux de faille tertiaires,<br />
affecteraient sélectivement certains minéraux, comme biotites, micas blancs<br />
ou chlorites. En se basant sur ce que l'on observe à l'île de Margarita il<br />
apparait plus vraisemblable de situer l'événement thermique perturbateur<br />
au Crétacé supérieur qu'au Tertiaire. Nous signalons que l'amphibole PTO 1<br />
est chloritisée et extrêmement déformée. Il est donc probable que sa<br />
température de fermeture n'est pas aussi élevée que celle d'une hornblende<br />
fraiche. En conséquence elle peut être sensible à des pics thermiques de<br />
faible intensité. Pour la seconde explication, on peut faire appel à l'existence<br />
d'argon étranger dans le réseau des amphiboles. Il est bien connu, en effet,<br />
que dans les formations métamorphiques de haute pression les amphiboles<br />
indiquent souvent des àges géologiquement trop élevés (Harrison &<br />
McDougall, 1981). Comme les amphiboles analysées sont fraiches, on peut<br />
supposer que l'amphibole CC 87-3 aurait un âge géologiquement significatif,<br />
91,S ± 3,4 Ma. Les valeurs plus élevées seraient probablement le fait d'argon<br />
hérité ou en excès.<br />
161
Nous donnons la préférence aux deuxième scénario. On ne voit pas pourquoi<br />
dans le gisement de Cabo Codera des amphiboles de même nature et d'un état<br />
de fraicheur identique réagiraient de façon aussi différente à un événement<br />
thermique qui devrait être de l'ordre de 400 à 500 0<br />
C pour remettre l'horloge<br />
K-A des amphiboles à zéro. En revanche, si l'on a affaire à de l'argon hérité,<br />
il est possible d'enregistrer des différences d'une couche à l'autre. Non<br />
seulement la nature du protolithe joue un certain rôle, mais aussi les<br />
propriétés physiques au moment du métamorphisme. Enfin on peut<br />
remarquer que les âges les plus élevés sont donnés par les amphiboles aux<br />
teneurs en K20 les plus faibles, ce qui est souvent un indice de présence<br />
d'argon étranger dans le réseau.<br />
L'existence de trois valeurs d'âge autour de 30 Ma et d'une à 21,4 Ma (Chlorite<br />
CC 87-8) témoigne, selon nous, de l'importance des rejeux de failles<br />
coulissantes de la frange côtière-Margarita. Ils ont engendré des remises à<br />
zéro de l'horloge K-A pour certains minéraux à faible température de<br />
fermeture comme les micas (- 300 0<br />
C). De plus la convergence d'âge vers 30<br />
Ma semble prouver que ces mouvements sont de caractère épisodique dans<br />
une région donnée.<br />
c- Les roches à Schistes Bleus de Villa de Cura.<br />
Des observations faites par de nombreux auteurs, dont Eeck (1985),<br />
révèlent les analogies de faciès métamorphiques dans cette nappe avec ceux<br />
de la partie septentrionale de l'île de Margarita. Celles-ci permettent de<br />
postuler que cette unité tectonique était primitivement située en bordure<br />
Nord de la frange côtière-Margarita. Les résultats obtenus par Loubet et al.<br />
(1985) indiquent une concordance d'âge entre crossite (amphibole bleue) et<br />
mica blanc de deux échantillons. Ainsi pour CE 78-35 l'amphibole et le mica<br />
donnent 77 ± 5 Ma et 87 ± 3 Ma, et pour VC 25, 88,4 ± 3,1 Ma et 82 ± 2,5 Ma.<br />
L'amphibole de la roche VC 26 indique un âge du même ordre de grandeur,<br />
90,8 ± 2,9 Ma. En revanche le mica blanc présente une valeur très élevée, 192<br />
± 6 Ma. Il importe de noter que la détermination de l'argon s'est faite sur une<br />
dizaine de milligramme (mg). Il est donc possible qu'une hétérogénéité entre<br />
les aliquotes pour l'argon et le potassium soit à l'origine de cette divergence<br />
d'âge. Les autres mesures présentent des erreurs expérimentales trop<br />
importantes pour pouvoir être prises en considération.<br />
Loubet et al. (1985) en se basant sur les mesures concordantes mentionnées<br />
plus haut avaient conclu que le métamorphisme HP-ET qui affecte des séries<br />
162
volcano-sédimentaires de la nappe de Villa de Cura s'était produit dans<br />
l'intervalle &)-90 Ma.<br />
Les données géochronologiques K-A obtenues à Strasbourg permettent de<br />
tirer les conclusions suivantes:<br />
- le métamorphisme HP-ET (4kb, 250-300° C) de Villa de Cura a un âge<br />
compris entre 80 et 90 Ma. Il est à noter qu'un mica blanc d'un schiste bleu<br />
(MAR 38) de l'île de Margarita donne une valeur semblable, 83,3 ± 2,5 Ma.<br />
- l'importance des phénomènes tectoniques tertiaires ne permet pas<br />
d'obtenir une estimation de l'âge du métamorphisme HP-ET à l'île de<br />
Margarita. On peut dire toutefois qu'il est anté-sénonien.<br />
- la présence d'argon étranger dans les amphiboles de Cabo Codera et<br />
d'Orîcao empêche une évaluation claire de l'âge du métamorphism'e HP-ET. On<br />
pourrait, toutefois, retenir la valeur de 91,5 Ma donnée par les amphiboles CC<br />
87-3, en se basant sur des considérations géologiques et pétrographiques.<br />
- aussi bien dans l'île de Margarita qu'à Cabo Codera ou à Puerto Cabello<br />
les micas et chlorites indiquent que les mouvements tectoniques tertiaires<br />
ont affecté significativement les roches métamorphiques. On a, semble t-il,<br />
affaire à des phénomènes de type épisodique, dont l'âge serait aux alentours<br />
de 55Ma pour l'île de Margarita et 30 Ma pour Cabo Codera et Puerto Cabello.<br />
2- UNITE TECTONIQUE DE LA CORDILLERE COTIERE<br />
- Série basique de Todasana.<br />
Les roches sont métamorphisées dans le faciès amphibolite (voir<br />
Annexe 4) et reprises peu (TOO 87-22; T0087-23; T0087-26) ou prou (TOO 87<br />
21; T0087-24; T0087-27) dans le faciès schiste vert.<br />
Les résultats K-A présentent des caractéristiques similaires à celles de la série<br />
métamorphique de Cabo Codera. Les amphiboles donnent des âges dispersés<br />
précambriens, BOO± 37 Ma pour T0087-21, 761 ± 22 Ma et 810 ± 23 Ma pour<br />
T0087-22, 1065 ± 68 Ma pour T0087-23. L'amphibole T0087-26, toutefois, livre<br />
un âge crétacé, 110,8 ± 3,2 Ma. Trois micas, T0087-24, T0087-26 et TOO 87-27<br />
indiquent des âges néogènes, 18,9 ± 0,5 Ma, 25,6 ± 0,7 Ma et 21 ± 0,6 Ma alors<br />
que la biotite 87-22 donne une valeur proche de l'amphibole, 699 ± 20 Ma.<br />
Dans ce cas aucune raison pétrographique majeure ne peut nous empêcher<br />
d'emprunter le même schéma explicatif adopté pour les roches de Cabo<br />
Codera. Ainsi la dispersion des âges sur amphibole s'expliquerait par la<br />
présence d'argon étranger. En conséquence, l'âge de 110,8 ± 3,2 Ma donné par<br />
l'amphibole T0087-26 pourrait être géologiquement significatif ou alors plus<br />
163
proche du métamorphisme de faciès amphibolite. Mais le fait qu'il y ait une<br />
presque concordance des âges sur amphibole et biotite de TOD87-22 laisse un<br />
doute sur cette hypothèse. L'argument de convergence est souvent utilisé<br />
pour attribuer une signification géologique à certains âges calculés. 11 faut<br />
cependant remarquer que l'argon étranger existe dans les biotites et qu'il est<br />
susceptible de modifier significativement les âges (Giletti, 1971;Foland, 1983).<br />
C'est pourquoi il me paraît raisonable de retenir pour le métamorphisme un<br />
âge crétacé. Nous pensons, compte-tenu de la fraicheur de l'amphibole 1ill<br />
87-26, que la valeur de 110,8 ± 3,2 Ma, représenterait l'âge maximum de cet<br />
événement. 11 n'est pas exclu, en effet, que cet échantillon contienne tout de<br />
même de l'argon étranger si l'on prend en compte la valeur trouvée sur le<br />
plagioclase, 261 ± 14 Ma. Les âges néogènes livrés par les muscovites TOD87<br />
24 et TOD87-27 ainsi que la biotite TOD87-26 pourraient s'expliquer par une<br />
remise partielle ou totale de l'horloge K-A lors du rejeu de failles. Comme<br />
pour l'île de Margarita ou Cabo Codera ce phénomène se traduirait par un pic<br />
thermique relativement "sec". En conséquence le modèle de l'horloge "ideale"<br />
K-A s'appliquerait: ainsi pour TOD87-26la température due à ces mouvements<br />
tectoniques atteindrait 300 0<br />
C ou un peu plus, l'amphibole dont la<br />
température de fermeture est de l'ordre de 500°C (Harrison & Mc Dougall,<br />
1980) demeurerait un système clos, alors que la biotite perdrait son argon.<br />
Comment peut-on expliquer la différence d'âge entre biotite et feldspath de<br />
cet échantillon? Il n'est pas interdit de penser que le feldspath contenait<br />
initialement beaucoup d'argon étranger.<br />
3- LE COMPLEXE OPHIOLITIQUE DE LOMA DE HlERRO<br />
Des erreurs expérimentales trop importantes dues aux faibles teneurs<br />
en K20, ne permettent pas une interprétation des résultats obtenus sur les<br />
amphiboles TC 87-12 et TC 87-16. Même la valeur fournie par l'amphibole 1C<br />
87-11, 98,3 ± 8,5 Ma, doit être interprétée avec beaucoup de prudence. Il est<br />
utile de rappeler que l'echantillon est relativement frais mais non en place.<br />
Toutefois l'ordre de grandeur des teneurs en K20 de l'amjJhibole et du<br />
plagioclase est celui que l'on trouve sur les laves ophiolitiques; ceci incite à<br />
penser que la roche fait bien partie du complexe ophiolitique. L'âge de 98,3 ±<br />
8,5 Ma pourrait alors être considéré comme un âge minimum pour l'ophiolite<br />
compte-tenu du résultat sur plagioclase, 30,9 ± 1 Ma. La notion de température<br />
de fermeture ne peut, à mon avis, être ici appliquée dans toute sa rigueur.<br />
Avec de si faibles teneurs en K20, une partie, au moins du potassium, ne se<br />
trouve pas à l'intérieur du réseau mais en surface des grains. En conséquence<br />
164
l'argon qui résulte de la décroissance radioactive de ce potassium est<br />
faiblement retenu (faible énergie d'activation) et aura tendance à sortir du<br />
minéral dans les cas d'événements thermiques ou tectonométamorphiques<br />
(circulation de fluides) de faible intensité.<br />
- Conclusion sur les résultats Potassium-Argon classiques.<br />
Les résultats K-A classiques mettent en évidence à Villa de Cura<br />
l'existence d'un métamophisme HP-BT entre 80 et 90 Ma. Dans l'île de<br />
Margarita et à Cabo Codera les effets de la tectonique tertiaire sur les horloges<br />
K-A sont significatifs. Ble a engendré des pics thermiques sans<br />
recristallisation importante à 55 Ma (Margarita), 30 Ma (Cabo Codera) et 20 Ma<br />
(Todasana). Santamaria & Schubert (1974) ont obtenu sur les biotites des<br />
granites post-métamorphiques de Guaremal et de Choroni des âges K-A de<br />
l'ordre de 30 Ma. fis invoquaient, pour les expliquer, des effets thermiques<br />
dus à la tectonique.<br />
En revanche, l'âge du métamorphisme de type éclogite ne peut être précisé. Il<br />
est impossible d'estimer la durée du trajet P-T (fig. 50) proposé par Maresh<br />
(1974). Particulièrement difficile est de savoir si le processus envisagé est<br />
continu ou discontinu dans le temps.<br />
Il LES RESULTATS 40A 39A.<br />
Ainsi qu'il a été souligné lors de la présentation des méthodes, la<br />
technique 4OA-39A avec dégazage par paliers doit permettre "d'asseoir" les<br />
conclusions tirées des résultats K-A classiques. Les résultats seront présentés<br />
par reglOn, puisque même pour une unité structurale donnée chaque<br />
gisement se· caractérisait par une distribution d'âges K-A particulière. En<br />
conclusion, nous mettrons en exergue les faits géochronologiques bien<br />
établis et les comparerons avec les modèles d'évolution géodynamiques<br />
proposés par Stephan (1985), Ross & Scotese (1988) et Pindell et al. (1988).<br />
165
Temp.<br />
40A/ 37A' 40A-' '"<br />
39A/K<br />
39A<br />
x100± 0--" x103 % ,<br />
39A: 40A"total<br />
Age ± a<br />
(OC) (%) (Ma)<br />
muscovite SIE 1 (J =0,011559)<br />
450<br />
550<br />
660<br />
740<br />
800<br />
850<br />
159 ± 89<br />
179 ± 45<br />
255,9± 6,4<br />
267,3± 2,2<br />
31O,8± 3,9<br />
312,9± 1,3<br />
24,8<br />
13<br />
11,6<br />
10,5<br />
18,2<br />
35,7<br />
75,25<br />
76,8<br />
90,76<br />
89,28<br />
0,23<br />
0,52<br />
2,41<br />
5,64<br />
6,58<br />
10,23<br />
33 ± 18<br />
36,9 ± 9,2<br />
52,6± 1,3<br />
54,8± 0,5<br />
63,6± 0,8<br />
64,1 ± 0,3<br />
<br />
960<br />
980<br />
lem<br />
1050<br />
1090<br />
1150<br />
fusion<br />
316,8± 6,9<br />
331,3± 2,6<br />
344,9± 3,2<br />
328,9± 6,4<br />
351,8± 1,6<br />
346,9± 3<br />
337,8± 3,2<br />
321,9± 1<br />
8<br />
27,7<br />
15,5<br />
16,7<br />
27,6<br />
29,8<br />
23,8<br />
46<br />
81,81<br />
90,52<br />
93,98·<br />
89,94<br />
94,78<br />
93,46<br />
92,13<br />
83,73<br />
4,12<br />
6,4<br />
9,7<br />
4,73<br />
14,86<br />
8,44<br />
6,34<br />
19,8<br />
64,8 ± 1,4<br />
67,8± 0,5<br />
70,5± 0,7<br />
67,3 ± 1,3<br />
71,8± 0,3<br />
70,8± 0,6<br />
69,1 ± 0,6<br />
65,9± 0,2<br />
Age moyen<br />
Muscovite (Na) W 1252 (J =0,012620)<br />
66,5<br />
450<br />
550<br />
660<br />
740<br />
800<br />
850<br />
<br />
960<br />
980<br />
lem<br />
1050<br />
1090<br />
1160<br />
1200<br />
fusion<br />
41 ± 88<br />
215 ± 29<br />
211,5± 3,8<br />
218 ±3,6<br />
232,2± 2,5<br />
232,4± 1,7<br />
237,6± 0,6<br />
243 ± 1<br />
219 ±1O<br />
206 ± 21<br />
120 ± 32<br />
84 ± 31<br />
172 ±42<br />
154 ±40<br />
204 ±22<br />
16,5<br />
92,1<br />
96,9<br />
529<br />
1219<br />
1664<br />
1498<br />
961<br />
579<br />
7,25<br />
58,34<br />
81,88<br />
86,25<br />
92,9<br />
92,36<br />
96,55<br />
94,51<br />
80,95<br />
61,88<br />
39,66<br />
20,52<br />
35,09<br />
31,22<br />
46,82<br />
0,49<br />
1,13<br />
5,79<br />
10,3<br />
12,84<br />
2,33<br />
12,91<br />
41,33<br />
6,03<br />
1,52<br />
1,24<br />
0,79<br />
0,73<br />
0,7<br />
1,87<br />
8 ± 18<br />
48,4 ± 6,5<br />
47,5 ± 0,8<br />
49 ± 1<br />
52,1 ± 1<br />
52,2 ± 1<br />
53,3 ± 0,2<br />
54,5 ± 0,3<br />
49,3 ± 2,3<br />
46,4 ± 4,8<br />
27,2±7,3<br />
19,1 ± 6,9<br />
38,7 ± 9,4<br />
35 ±9<br />
45,9 ± 5,1<br />
Age moyen<br />
Age plateau<br />
Muscovite W 675 (J=0,013462)<br />
-<br />
51,3<br />
52,8 ± 0,3<br />
450<br />
550<br />
670<br />
740<br />
800<br />
850<br />
<br />
960<br />
980<br />
lem<br />
1050<br />
1090<br />
1160<br />
1200<br />
fusion<br />
20 ± 74<br />
215 ± 50<br />
185,6± 6,2<br />
218,6± 2,9<br />
216,3 ± 2,9<br />
215,1 ± 0,6<br />
223,2 ± 1,1<br />
218,7 ± 1,5<br />
' 229,2± 1,9<br />
222,4± 1,5<br />
231 ± 2,3<br />
226,1 ± 1,2<br />
220,5± 4,1<br />
220 ± 18<br />
242 ±46<br />
47,68<br />
1150<br />
1,81<br />
56,52<br />
71,37<br />
83,67<br />
89,77<br />
90,74<br />
89,61<br />
93,47<br />
93,08<br />
93<br />
94,47<br />
95,97<br />
91,54<br />
73,02<br />
18,62<br />
0,11<br />
0,33<br />
1,47<br />
5,42<br />
9,64<br />
28,39<br />
11,07<br />
9,69<br />
6,05<br />
7,38<br />
9,56<br />
6,4<br />
3,11<br />
0,95<br />
0,43<br />
!<br />
4 ± 18<br />
51 ± 12<br />
44,5 ± 1,5<br />
52,3 ± 0,7<br />
51,8 ± 0,7<br />
51,5 ± 0,4<br />
53,4 ± 0,9<br />
52,4 ± 0,7<br />
54,9 ± 1,5<br />
53,2 ± 0,7<br />
55,3 ± 2<br />
54,1 ± 1,8<br />
52,8 ± 1<br />
52,6 ± 4,1<br />
58 ±11<br />
Age moyen 52,7<br />
AJ!e plateau 528 ±O 3<br />
166
Tableau 16 (suite)<br />
Temp.<br />
(OC)<br />
40A-*<br />
39 .<br />
A>'·K<br />
x100± a<br />
37Ab-<br />
39A:' ,<br />
40A'*<br />
9t" 0<br />
40A:'total<br />
39A<br />
(%)<br />
Age ± a<br />
(Ma)<br />
muscovite W 167 (J =0,013462)<br />
450<br />
550<br />
660<br />
740<br />
800<br />
850<br />
900<br />
960<br />
980<br />
Hm<br />
255 ± 81<br />
149 ± 51<br />
196 ±l0<br />
229,6± 4<br />
223,1 ± 0,9<br />
222 ± 0,7<br />
227,2± 2,2<br />
230,2 ± 3,1<br />
230 ± 1,1<br />
231,1±1,9<br />
0,181<br />
0,478<br />
0,065<br />
0,224<br />
0,098<br />
0,049<br />
0,087<br />
26,56<br />
15,46<br />
29,72<br />
88,78<br />
93,74<br />
94,52<br />
92,76<br />
93,42<br />
95,45<br />
96,81<br />
0,2<br />
0,51<br />
2,17<br />
5,16<br />
15,74<br />
22,67<br />
7,65<br />
13,15<br />
14,66<br />
11,09<br />
61 ± 19<br />
36 ± 12<br />
47 ± 2,5<br />
55 ± 1<br />
53,4 ± 0,2<br />
53,2 ± 0,2<br />
54,4 ± 0,5<br />
55,1 ± 0,7<br />
55 ± 0,3<br />
55,3 ± 0,5<br />
1050<br />
1090<br />
1150<br />
fusion<br />
221,5 ± 3,8<br />
228,6± 7,7<br />
359 ± 53<br />
380 ±290<br />
89,69<br />
0,174 86,09<br />
3,64S 72,54<br />
10,06 5,19<br />
Age moyen<br />
4,89<br />
1,88<br />
0,16<br />
0,06<br />
53 ±<br />
54,7 ±<br />
85 ±<br />
90 ±<br />
54,1<br />
0,9<br />
1,8<br />
12<br />
67<br />
AKe vlateau 54.2 ± 02<br />
Temp.<br />
40Ar*<br />
39ArK<br />
37Ar 40A *<br />
% r 39A Age ± a<br />
±o<br />
39Ar 4OArtotal<br />
(OC) (%) (Ma)<br />
Paragonite MAR 38 (J = 0,012620)<br />
450<br />
550<br />
660<br />
740<br />
2,3 ± 3,6<br />
1,3 ± 1,1<br />
1,94 ± 0,17<br />
2,09± 0,15 0,303<br />
9,29<br />
19,94<br />
56,86<br />
58,14<br />
0,59<br />
2,51<br />
12,2<br />
17,51<br />
52 ± 80<br />
31 . ± 24<br />
43,7 ± 3,9<br />
47 ± 3,2<br />
800<br />
850<br />
900<br />
960<br />
2,03 ± 0,14<br />
1,88± 0,16<br />
1,94± 0,21<br />
1,62 ± 0,45<br />
0,153<br />
0,598<br />
1,533<br />
3,29<br />
55,87<br />
48,25<br />
43,37<br />
34,71<br />
20,16<br />
16,72<br />
8,06<br />
4,94<br />
45,6 ± 3,1<br />
42,5 ± 3,6<br />
43,6 ± 4,8<br />
36 ± 10<br />
980<br />
1000<br />
2,30± 0,36<br />
2,15 ± 0,69<br />
2,951<br />
1,325<br />
42,49<br />
42,7<br />
3,6<br />
2,87<br />
52<br />
48<br />
± 8<br />
± 15<br />
1100<br />
1200<br />
1,86± 0,85<br />
2,92± 0,28<br />
0,736<br />
1,38<br />
43,25<br />
56,91<br />
2,1<br />
6,93<br />
42 ± 19<br />
65,4 ± 6,1<br />
fusion 0,7 ± 2 11,19 1,93 1,81 15 ±46<br />
Age moyen 45,2<br />
Age plateau 45,2 ±1,9<br />
Amphibole MAR 38(J=0,013141)<br />
550 5,7 ± 3,8 8,22 0,29 131 ± 85<br />
750 1,7 ± 1,5 8,04 0,89 41 ± 36<br />
900 2,26± 0,91 12,38 5,19 3,18 53 ± 21<br />
950 2,48± 0,28 20,69 59,22 11,08 57,7 ± 6,4<br />
1000 2,26± 0,19 16,66 77,81 47,04 52,8 ± 4,3<br />
1050 2,41 ± 0,19 17,39 67,32 19,56 56,2 ± 4,5<br />
1100 2,85 ± 0,35 16,67 73,57 7,71 66 ± 8<br />
1150 2,44± 0,82 14,97 46,17 4,04 57 ± 19<br />
fusion 2,57 ± 0,51 23,04 8,62 6,21 60 ± 12<br />
Age moyen 55,7<br />
AJ!e vla Leau 557 ± 2 7<br />
167
1- LA FRANGE COTlERE- MARGARITA<br />
a- L 7/e de Margarita.<br />
D'une façon générale, les âges moyens 4OA-39A sont en bon accord<br />
avec ceux donnés par le K-A classique (Tableau 16). Cependant le résultat<br />
obtenu sur la paragonite MAR 38 constitue une notable exception puisqu'il y<br />
a presqu'un facteur 2 entre les résultats des deux méthodes! Probablement ce<br />
ne sont pas les mêmes fractions de micas qui ont été analysées par les deux<br />
techniques. On peut donc, à un minéral près, conclure que l'irradiation n'a<br />
pas induit de comportement en système ouvert pour l'horloge K-A.<br />
Remarquons que, de cet ensemble de résultats, quatre minéraux donnent des<br />
plateaux d'âge bien définis et quasiment identiques, 52,80 ± 0,31 Ma pour le<br />
mica blanc W 675 (fig. 53), 54,20± 0,20Ma pour le mica blanc W 167 (fig. 54),<br />
52,77 ± 0,28 Ma pour le mica blanc W 1252 (fig. 55) et 55,41 ± 2,81 Ma pour<br />
l'amphibole MAR 38 (fig. 56). Si un seul âge plateau n'a pas forcément de<br />
signification géologique, surtout s'il s'agit de micas (Berger, 1975; Foland,<br />
1983), plusieurs âges-plateau donnant une même valeur en ont probablement<br />
une.. En effet , la probabilité pour que quatre échantillons différents<br />
définissent des "faux" plateaux ayant la même valeur est faible. Il faut en plus<br />
se rappeler que le mica blanc W 1252,extrait d'un granite, n'est pas identique<br />
à ceux de W 675 et W 167. De la même façon on pourrait arguer que<br />
l'amphibole bleue est un système totalement différent de celui des micas.<br />
Malheureusement ce raisonnement n'est pas valable. Sisson & Onstott (1986)<br />
ont, en effet, démontré que les âges sur amphibole bleue reflétaient souvent<br />
ceux de mica blanc en inclusion.<br />
Le profil 4OA-39A livré par la muscovite W 1252révèle des paliers dont l'âge<br />
croit avec la température. En adoptant un modèle comme celui de Fitch et al.<br />
(1969), cette caractéristique s'explique par l'existence d'un événement<br />
thermique postérieur à 55-53 Ma qui aurait partiellement ou totalement remis<br />
à zéro les sites de faible rétention de l'argon. L'âge plateau obtenu sur la<br />
paragonite MAR 38,44,6 ± 1,7 Ma (fig. 57), serait donc susceptible d'avoir une<br />
signification géologique. Remarquons, en effet, qu'au palier 660°C, le<br />
premier à être véritablement significatif, on obtient 47,0 ± 2,5 Ma pour W 167,<br />
47,5 ± 0,8 Ma pour W 1252 et 44,5 ± 1,5 Ma pour W 675. S'il n'est pas possible<br />
d'obtenir une information précise du spectre de la paragonite XII-J (fig. 58),<br />
en raison de son caractère chaotique, il témoigne quand même de l'existence<br />
d'au moins un événement thermique important postérieur à 55-53 Ma.<br />
170
Le spectre livré par la muscovite SJ-B1 (fig. 59) a une forme de dos d'âne<br />
(hump shape spectrum). Si Wijbrans & McDougall (1986) ont pu fournir à ce<br />
type de spectre une explication raisonnable pour des formations<br />
métamorphiques en faisant appel à deux populations de micas d'âge et de<br />
rétentivité différentes, il n'en va de même pour SJ-B1 qui est une<br />
granodiorite. Néanmoins, compte-tenu de ce que l'on sait de la géologie de la<br />
chaîne Caraïbe et des résultats donnés par les autres échantillons, on peut<br />
tirer quelques informations de ce profil d'âge. On remarque tout d'abord que<br />
le premier palier significatif, celui de 660 0<br />
C, a un âge de 52,6 ± 1,3 Ma qui<br />
correspond très exactement aux âges plateau des autres échantillons. En<br />
second lieu, les âges les plus élevés, - 70 Ma, sont similaires à ceux trouvés<br />
par Rb-Sr ou K-A sur des biotites de granites qui recoupent les formations de<br />
la frange côtière-Margarita et de la cordillère de la côte (Santamaria &<br />
Schubert, 1974). Il est possible, en adoptant un modèle tel que celui de Fitch et<br />
al (1969) de pouvoir tirer une information géologique d'un tel spectre. Bien<br />
sûr, il conviendrait d'avoir un ou deux profils semblables pour accorder un<br />
crédit à ces conclusions.<br />
En résumé, l'étude 4OA-39A confirme, dans l'île de Margarita, l'existence d'un<br />
événement thermique important vers 53-55 Ma. Il est peu probable qu'il ait<br />
conduit à des recristallisations importantes. Il est très probable qu'il y a eu<br />
par la suite un autre épisode thermique plus récent mais moins intense dont<br />
l'âge pourrait se situer autour de 45 Ma. L'intensité de la tectonique tertiaire<br />
empêche d'approcher l'âge du métamorphisme HP-BT de Margarita par la<br />
méthode K-A. Il est probable que la méthode Rb-Sr ne serait pas plus adéquate<br />
et qu'il faudrait pour ce site utiliser la méthode Sm-Nd.<br />
b- Cabo Codera.<br />
Contrairement à ce qui a été observé pour l'île de Margarita les âges<br />
moyens 4OA-39A s'écartent sensiblement de ceux obtenus par le potasium<br />
argon classique, 392 Ma au lieu de 475 Ma pour l'amphibole CC87-1, 513 Ma au<br />
lieu de 753 Ma pour l'amphibole CC 5. Nous n'avons pas d'explication<br />
immédiate pour ces divergences. L'amphibole CC 87-1 a été irradiée au même<br />
niveau que le mica SJ-B1 et l'amphibole CC 5 au même niveau que le mica W<br />
167. Or l'accord entre âge 4OA-39A et K-A pour les micas est satisfaisant. Une<br />
erreur pourrait sans doute venir de notre part en n'ayant pas choisi comme<br />
moniteur (standard) une hornblende à bas rapport K/Ca, dont l'âge apparent<br />
aurait été plus élevé. Il se peut que la raison de cet écart réside dans une<br />
172
., ,.<br />
extrême hétérogeneité d'échantillon. Il faut savoir, en effet, que les deux<br />
amphiboles analysées ont été extraites au Frantz et aux liqueurs denses de<br />
populations d'amphibole présentant de nombreux indices de chloritisation.<br />
Il existe donc une forte probabilité pour que les aliquotes du potassium et de<br />
l'argon, lors de l'analyse K-A, aient été très différentes.Ces amphiboles<br />
présentent des spectres de même allure. Elles livrent, dans les premiers<br />
paliers, des âges élevés dont l'un est supérieur à celui de la terre (cas de<br />
l'amphibole CC 5). Ils décroissent rapidement pour atteindre une valeur<br />
minimum, lorsque le chauffage se poursuit. On constate enfin notamment<br />
pour CC 5 une croissance régulière de l'âge avec la température de dégazage<br />
dans les derniers paliers. De tels spectres dans la littérature sont appelés "en<br />
forme de selle" (saddle shape spectrum). Cette allure particulière n'est pas<br />
limitée aux amphiboles. Elle se retrouve, en effet, chez les biotites, pyroxènes<br />
et feldspaths. Ble témoigne (voir McDougall & Harrison, 1988 pour une revue<br />
de ce problème) de la présence d'excès d'argon radiogénique, c'est à dire<br />
essentiellement d'argon 40 introduit après la cristallisation du minéral. Ces<br />
deux auteurs proposent une explication, qualifiée par eux-mêmes de<br />
spéculative, à ce genre de spectre. Les minéraux métamorphiques et plus<br />
particulièrement les amphiboles subissent des phénomènes de démixion.<br />
Nous n'avons donc pas affaire à des systèmes homogènes, mais au contraire à<br />
au moins deux phases. Lorsque de tels minéraux sont soumis à des<br />
surpressions d'argon, comme dans le cas d'un métamorphisme haute<br />
pression, les deux phases acceptent de l'argon étranger. Celui-ci occuperait,<br />
dans ,l'une des phases, des sites anioniques vacants plutôt que des sites<br />
cationiques représentant le siège normal des différents isotopes de l'argon. Il<br />
est affirmé, en effet, qu'à 300-400° C, le mécanisme lacunaire de diffusion,<br />
invoqué pour rendre compte l'introduction de cet argon étranger, serait<br />
beaucoup plus efficace pour les sites anioniques que cationiques. Lors du<br />
dégazage progressif, une première phase libère son argon. Il y aurait pour<br />
celui qui est en excès un gradient de concentration négatif de l'extérieur<br />
vers l'intérieur, qui expliquerait ainsi la décroissance d'âge pour les paliers<br />
de basse température. Lorsque la deuxième phase commence à dégazer son<br />
argon, seuls ses sites cationiques seraient concernés.<br />
Les paliers intermédiaires correspondraient donc au dégazage des deux<br />
phases avec un minimum d'excès d'argon. Les âges obtenus seraient alors<br />
suceptibles d'avoir une signification géologique. Aux derniers paliers seule<br />
la deu.xième phase serait concernée. Les sites anioniques libèreraient leur<br />
argon en excès, ce qui se traduirait par des âges anormalement élevés d'un<br />
174
point de vue géologique. Pour visualiser le dégazage des deux phases on fait<br />
recours à l'évolution du rapport 39A/37A qui reflète le rapport K/Ca. Lors du<br />
dégazage des amphiboles un rapport élevé K/Ca, communément observé dans<br />
les premiers paliers, correspondrait au dégazage de la phase plutôt sodique<br />
(on admet que K et Na occupent les mêmes sites cristallographiques); en<br />
revanche une valeur basse K/Ca indiquerait le dégazage prépondérant d'une<br />
phase calcique.<br />
Pour ce qui concerne l'allure des spectres livrés par CC 87-1 (fig. 60) et CC 5<br />
(fig. 61), elle renforce la conclusion tirée du K-A classique, à savoir<br />
l'existence d'importants excès d'argon dans les amphiboles de Cabo Codera<br />
Peut-on appréhender l'âge du métamorphisme de faciès amphibolite en<br />
adoptant l'explication d'Harrison & Mc Dougall exposée ci-dessus? Si l'on<br />
considère CC 5 le métamorphisme ne pourrait être plus ancien que 317 Ma<br />
alors que CC 87-1 indiquerait une valeur nettement plus basse, 97 ± 3,3 Ma,<br />
pour cet âge maximum. Rappelons qu'un même ordre de grandeur, 91,5 ± 3,4<br />
tvla, avait été obtenu à partir de la détermination K-A de CC 87-3. Pour le<br />
gisement de Cabo Codera il est possible d'affirmer que le métamorphisme de<br />
faciès amphibolite ne peut être plus ancien que 100 Ma.<br />
2- L'UNITE DE LA CORDILLERE DE LA COTE<br />
Série basique de Todosana:<br />
L'étude 40A-39A a porté sur un gabbro à amphibole de Todasana. Seul le<br />
mica 1DD 87-22 a été analysé. L'âge moyen obtenu, 762 Ma, est supérieur à<br />
l'âge K-A classique, 699 ± 20 Ma. L'écart d'âge entre ces deux méthodes est<br />
moindre comparé à celui observé pour les amphiboles de Cabo-Codera.<br />
L'explication fournie précédemment sur ces différences, faisant appel à une<br />
grande hétérogénéité d'échantillon, paraît se vérifier puisqu'ici l'âge 4OA<br />
39A est plus ancien que l'âge K-A classique.<br />
Le profil obtenu présente une légère dépression en son milieu (fig. 62). Cette<br />
caractéristique se retrouve chez de nombreux micas et avait déjà été<br />
mentionnée par Fitch et al (1969). Selon une étude récente (Ching-Hua Lo et<br />
Onstott, 1989) ce léger abaissement des âges serait dû à un effet de recul lors<br />
de l'irradiation. D'après ces auteurs, la plupart des biotites contiennent de<br />
fines lamelles de chlorite (ce doit être le cas de TOD87-22 dont la teneur en<br />
KLOn'est pas typique d'une biotite pure). Lors de l'irradiation aux frontières<br />
des phases l'effet de recul se traduit par un échange d'39A entre chlorite et<br />
176
iotite. Comme cette dernière est plus riche en potassium, il y a globalement<br />
enrichissement de la chlorite en 39A et par conséquent abaissement de son<br />
âge apparent. Lorsqu'elle dégaze (vers 750°-850° C) ceci se marque par un<br />
creux dans le spectre d'âge.<br />
L'interprétation géologique du spectre d'âge du mica TOD 87-22 s'avère<br />
impossible. On sait, en effet, depuis les travaux de Pankhurst et al. (1973) et de<br />
Foland (1983) que les biotites contenant de l'excès d'argon peuvent livrer des<br />
plateaux d'âge bien définis. Il nous est donc impossible de dire si le plateau<br />
rellète un âge géologique.<br />
Conclusion sur l'apport de l'argon 40- argon 39 à la connaissance<br />
de la chaÎne caraïbe:<br />
La contribution essentielle de cette étude 4OA-39A est la confirmation<br />
d'un événement thermique important vers 53-55 Ma dans l'île de Margarita.<br />
Compte-tenu des observations de Maresch (1975) il ne semble pas<br />
s'accompagner de recristallisations importantes. Il faut donc admettre, pour<br />
le provoquer, un rejeu important de failles sans apport notable de fluides. Un<br />
événement thermique moins intense postérieur au précédent se serait<br />
produit aux alentours de 44-45 Ma. Par ailleurs, ainsi que le suggéraient les<br />
résultats K-A classiques, les spectres sur les amphiboles CC 87-1 et CC 5<br />
confirment l'existence d'argon étranger sous forme d'excès.<br />
III CONFRONTATION DE L'ENSEMBLE DE NOS RESULTATS AVEC LES<br />
DONNEES GEOLOGIQUES Er GEOPHYSIQUES<br />
Rappelons les résultats de notre étude:<br />
- Les données sur Villa de cura (Loubet et al, 1985) et une mesure<br />
sur l'île de Margarita indiquent qu'une phase métamorphique haute<br />
pression- basse température s'est produite entre 80 et 90 Ma.<br />
- L'île de Margarita a été affectée à la limite Paléocène-Eocène<br />
inférieur (53-55 Ma) par d'intenses mouvements tectoniques (écaillages?)<br />
qui ont remis à zéro les horloges K-A des micas blancs.<br />
- Des rejeux de faille ont localement affecté certains secteurs de<br />
la chaîne comme à l'île de Margarita vers 45 Ma, à Cabo Codera et Puerto<br />
Cabello vers 30 Ma, ou à Todosana vers 20-25 Ma.<br />
- En aucune façon, sans doute en raison d'un mauvais choix des<br />
échantillons pour la méthode 4OA-39A, il ne nous est possible de dire si les<br />
178
diverses phases métamorphiques qui ont affecté la frange côtière-Margarita<br />
résultent d'un processus continu ou discontinu dans le temps.<br />
Ces conclusions sont-elles compatibles avec les modèles d'évolution de la zone<br />
caraïbe établis à partir de oonnées géophysiques (Pindell et al, 1988) ou<br />
géologiques (Ross et Scotese, 1988; Stephan et al, 1980; Beck, 1983; Stephan,<br />
1985; Beck, 1985; Stephan et al, 1989).<br />
La cinématique des plaques (Pindell et al, 1988) montre que les mouvements<br />
entre Amérique du Nord et Amérique du Sud sont minimes depuis 80-100 Ma.<br />
L'histoire géologique de la zone Caraïbe s!explique par l'insertion et la<br />
migration Est-Nord-Est de l'actuelle plaque caraïbe dans le domaine<br />
atlantique. Cette migration se traduit au niveau de la bordure continentale<br />
Vénézuelienne par la mise en place progressive de nappes allochtones tout<br />
au long du Tertiaire. Autrement dit il se forme, en bordure de l'Amérique du<br />
Sud, dès le campanien (83-72 Ma), un système de faille transformante Est<br />
Ouest qui va demeurer actif durant tout le Tertiaire. A cela s'ajoute un<br />
mouvement de convergence entre plaque caraïbe et Amérique du Sud, qui<br />
complique singulièrement la compréhension du phénomène. Nos résultats<br />
traduisent donc bien l'intensité de la tectonique tertiaire prédite par les<br />
modèles des cinématiciens des plaques. Toutefois, la résolution de leurs<br />
techniques est trop faible pour fournir des contraintes sévères à nos<br />
données. Il faut donc pour les contrôler plus sérieusement examiner les<br />
informations apportées par la géologie de terrain. L'examen du complexe<br />
allochtone de Lara (Stephan et al, 1980; Beck, 1985) met en évidence des<br />
mouvements tectoniques tangentiels à la limite Sénonien inférieur (80 Ma).<br />
Dès cette époque les unités frange côtière- Margarita et cordillère côtière<br />
sont liées. Peu après elles sont toutes deux recoupées par des intrusions<br />
granodioritiques (70 Ma). Trois événements tectoniques au Paléocène <br />
Eocène:<br />
- un événement fini Crétacé-Paléocène inférieur;<br />
- un événement Eocène inferieur-Eocène moyen basal (7) se<br />
traduisant dans l'allochtone de Lara par des charriages.<br />
anticlinorial des nappes.<br />
- un événement fini Eocène qui provoque le ploiement<br />
Pour l'essentiel, la tectonique tangentielle de la chaîne caraïbe est achevée.<br />
L'âge de 80-90 Ma pour le métamorphisme schiste bleu de Villa de Cura n'est<br />
donc pas en désaccord avec les données géologiques puisqu'antérieur aux<br />
mouvements tangentiels Sénonien inférieur- Sénonien supérieur. De même<br />
l'âge de 53-55 Ma trouvé à Margarita se relie assez bien à l'événement Eocène<br />
inférieur- Eocène moyen basal qui affecte l'ensemble de la chaîne.<br />
179
L'âge 44-45 Ma livré par la paragonite MAR 38 et par les premiers paliers des<br />
autres micas de Margarita daterait peut être l'événement fini-Eocène qui<br />
marque la fin des grands mouvements de charriage. En revanche les âges de<br />
30 Ma, trouvés â Cabo Codera ou de 20 Ma pour Todasana marqueraient des<br />
rejeux importants mais locaux de failles coulissantes.<br />
La géologie n'est malheureusement pas assez bien connue pour confirmer<br />
cette dernière interprétation.<br />
CONCLUSION<br />
Notre étude confirme l'utilité du K-A et de l'argon 40 - argon 39 pour<br />
dater les mouvements tectoniques (Monié et Maluski, 1983). Ces deux<br />
méthodes se révèlent particulièrement utiles pour révèler l'âge de rejeux de<br />
failles et constituent donc une aide pour des études tectoniques fines. En<br />
revanche le but primitif de notre étude, c'est à dire la détermination de l'âge<br />
du métamorphisme ou des métamorphismes HP-ET n'a pas été atteint. 11 y a à<br />
cela deux raisons:<br />
- l'intensité de la tectonique tertiaire.<br />
- un choix malheureux des échantillons lors de l'investigation 4OA-39A. Ce<br />
deuxième point pourra être corrigé à l'avenir.<br />
180
181
ANNEXE 1<br />
METHODE EXPERIMENTALE<br />
1 - INTRODUCTION GENERALE<br />
La méthode classique K-A est décrite dans Kirsten (1966), Dalrymple et<br />
Lanphere (1969), Montigny (1985), Faure (1986). Nous rappelons l'équation<br />
d'âge K-A:<br />
Pour calculer un âge il est donc nécessaire de déterminer l'argon<br />
radiogénique et le potassium 40 de l'échantillon. Il existe deux façons de faire:<br />
- la méthode K-A classique où le potassium et l'argon sont déterminés sur<br />
deux aliquotes différentes. L'argon est mesuré par dilution isotopique et<br />
spectrométrie de masse; la teneur du potassium est déterminée par diverses<br />
méthodes dont la photométrie de flamme.<br />
- la méthode 39AAOA où l'échantillon est au préalable irradié par une pile<br />
atomique; une partie du 39K est transformée en 39A. Si l'on connait le<br />
rendement de la réaction, il est alors possible de calculer un âge, après<br />
l'analyse isotopique de l'échantillon par spectrométrie de masse.<br />
Nous allons examiner successivement ces deux procédures et leurs calculs<br />
d'erreurs.<br />
11- LES TECHNIQUES ANALYTIQUES<br />
A-MESURE DE L'ARGON PAR DILUTION ISOTOPIQUE ET DU POTASSIUM<br />
1 - MESURE DE L'ARGON PAR DILUTION ISOTOPIQUE<br />
1.1-PRINCIPE DE LA METHODE DE DILUTION ISOTOPIQUE<br />
Un poids connu d'un échantillon (minéral ou roche totale) est fondu<br />
dans un creuset en molybdène placé dans un four de haute fréquence. Une<br />
182
quantité connue d'argon enrichi en isotope 38 (à plus de 99%) est mélangée à<br />
l'argon extrait de l'échantillon. La composition isotopique du mélange est<br />
mesurée au spectromètre de masse. La quantité de l'élément naturel dans<br />
l'échantillon est calculée (40A*: argon radiogénique), sachant que la<br />
composition isotopique du traceur (ou spike) est connue et différente de<br />
l'élément que l'on veut doser. Il s'agit dans cette méthode de mesurer<br />
seulement l'argon.<br />
1.2-DISPOSITIF EXPERIMENTAL: LIGNE D'EXTRACTION ET DE<br />
PURIFICATION, SPECTROMETRE DE MA SSE.<br />
1.2.a- Ligne d'extraction et de purification<br />
Cette ligne (fig. 63) est construite en verre pyrex. Ble comprend deux<br />
volumes principaux: un volume d'extraction (du porte-échantillons à la<br />
vanne V3), et un volume de purification (de la vanne V3 à la vanne V4). La<br />
partie extraction communique d'une part avec un ballon du traceur isolé de<br />
celle-ci par un robinet à graisse R2, d'autre part avec un ballon d'air pour les<br />
prises d'air; elle est séparée de ce dernier par un robinet R2'. Ble comporte<br />
un tube en U refroidi à l'azote ou l'air liquide pour piéger la vapeur d'eau et<br />
le gaz carbonique.<br />
Le gaz à analyser est obtenu par la fusion d'un échantillon (de minéral ou de<br />
roche totale) en un seul palier de température (- 1600° C). Un petit volume<br />
connu du traceur (compris entre RI et R2) est prélevé du ballon du spike et<br />
introduit dans le volume d'extraction, nous y reviendrons. Le gaz extrait de<br />
l'échantillon est mélangé au traceur. Le mélange est purifié et est prêt à être<br />
mesuré dans le spectromètre de masse.<br />
1.2.b- Spectromètre de masse AEI MS 1 0<br />
C'est un appareil conçu par Dempster (1918) [fig. 64a] et dont la paroi<br />
est en métal. 11 est composé d'une source d'ions, d'un champ électrique<br />
accélérateur, d'un champ magnétique déviateur, d'un collecteur (cage de<br />
Faraday), d'un pré-amplificateur (amplificateur-Philbrick) et amplificateur.<br />
Il est équipé d'un système enregistreur. La source et le collecteur sont noyés<br />
dans un champ magnétique permanent d'environ 1840 gauss (fig. 64b). Le<br />
gaz introduit dans la source est ionisé par un faisceau électronique allant<br />
d'un filament de rhénium chaud à une électrode ("trap") positive par rapport<br />
184
mesures à une seule configuration de référence F 10 11 pour l'argon. La<br />
dynamique de l'amplificateur est de lOV.<br />
1.3- Prise d'air<br />
La mesure préalable de celle-ci est nécessaire pour déterminer la<br />
discrimination de masse du spectromètre de masse. C'est un phénomène<br />
important qu'il faut corriger pour obtenir des mesures exactes du gaz. Le<br />
contrôle de la discrimination de masse est régulier (toutes les deux semaines),<br />
car ce coefficient de discrimination varie dans le temps [voir tableau 17] et<br />
pour plusieurs raisons (cf. chapitre 2, première partie de la thèse). Nous<br />
présentons au tableau 17 quelques mesures des rapports 4OA/36A et des<br />
valeurs des coefficients de discrimination de masse correspondants. On peut<br />
observer des variations des rapports 40A/36A mesurés de 0,75 % à 3 % par<br />
rapport au rapport théorique de l'air de 295,5. Connaissant donc la<br />
discrimination de masse pour l'argon il est possible, de mesurer la<br />
composition isotopique du spike et, de calibrer le spectromètre de masse.<br />
Tableau 17: Rapports 4OA/36A mesurés de l'air et les coefficients de<br />
discrimination de masse.<br />
Date 4OA/36A de l'air mesurés Coeff. de discrimination de<br />
masse ô/u.a.m<br />
5/4/1988 299,13± 0,40 3 0/00<br />
25/4/1988 298,47± 0,40 2,5 0/00<br />
7/6/1988 297,73 ± 0,60 1,8 0/00<br />
2117/1988 290,20± 1,20 4,5 0/00<br />
1.4- Calibration du spike<br />
Le traceur sert d'étalon. La calibration du spike peut êtrl7 réalisée selon<br />
deux méthodes: par dosage du spike par analyse d'un minéral standard où la<br />
quantité d'argon est connue ou par dilution isotopique avec une quantité<br />
connue d'argon atmosphérique.<br />
La première méthode consiste à mesurer un volume connu du spike avec une<br />
quantité connue d'argon standard. Connaissant la composition isotopique du<br />
spike mesurée au spectromètre de masse, il est possible déterminer la<br />
quantité de traceur d'argon dans le volume compris entre les robinets RI et<br />
187
RZ. Plusieurs standards internationaux, glauconie (GLO), biotite standard LP<br />
6, muscovite et biotite de Bern sont ainsi régulièrement analysés et<br />
permettent ainsi de faire des recoupements (voir tableau 18).<br />
Dans la seconde méthode, un volume de traceur est mélangé à une quantlte<br />
connue d'air. Comme la méthode précédente, il est nécessaire qu'elle soit<br />
répétée d'une façon régulière.<br />
Tableau 18: résultats obtenus des standards.<br />
Minéral Date poids KZO 40A* 40A */40A tota l<br />
(g) % en poids) 10- 9 mollg) (%)<br />
Biotite LP 6 15/6/88 010585 9859 1 886± 0038 9537<br />
Il " 18/7/88 0,13805 9,859 1,912 ± 0,039 96,81<br />
Biotite de 16/6/88 0114433 939 o237± 0005 73,56<br />
Bern 413<br />
GLOOdin 10/8/88 015154 7,947 1081 ± 0022 9457<br />
1.5- La résiduelle<br />
La mesure de la résiduelle d'argon du spectromètre de masse est<br />
réalisée avant l'introduction du gaz dans la machine. Les signaux ( tableau<br />
19) sont mesurés sur F 101l. Ils sont très bas, et considérés négligeables<br />
comparés à ceux du gaz de l'échantillon dont les valeurs rapportées à la<br />
configuration F 10 11 sont supérieures à, 20000mV pour l'argon 40,1000 mV<br />
pour l'argon 38, et 20mV pour l'argon 36.<br />
Tableau 19: Valeurs du bruit de fond des masses 36,38 et 40<br />
Masse Intensité des signaux desoics (en mV)<br />
36 0<br />
38
Pour déterminer l'argon 40 radiogénique (40A*), on part des équations<br />
suivantes:<br />
40AM =40A a + 40AT+ 40A *<br />
38AM =38A a + 38AT<br />
36AM = 36A a + 36AT<br />
(1)<br />
M: mélange<br />
a: air; T: traceur<br />
iA: est le nombre d'atomes de l'isotope i d'argon.<br />
40A =21,364%<br />
Compososition 38A =78,564%<br />
du spike 36A = 0,072 %<br />
Composition de<br />
l'atmosphère<br />
40A = 99,600%<br />
38A = 0,063%<br />
36A = 0,337%<br />
Le spike se trouve dans l'appareillage depuis 15 ans. Il a été contaminé par<br />
l'air; ceci explique le fait qu'on n'a pas dans le spike une composition en 38A<br />
supérieure à 99 %.<br />
On connait la quantité prélevée d'38A du traceur [cf., Annexe 2]. La résolution<br />
du système d'équations (1) [voir calculs, Annexe 2] nous donne 1'4OA*:<br />
4OA*=38ATf (4OA/38A)M- (4OA/38A)T-[( 1-<br />
(38A/36A)M( 36A/38A)T)1 ((38A/36A)M( 36A/38A)a-1 )] [(4OA/38A)a<br />
(4OA/38A)Mll<br />
Les résultats peuvent être exprimés en nombre de moles par gramme ou en cc<br />
STP/g d'échantillon, sachant que le poids de l'échantillon dont est extrait le<br />
gaz est connu.<br />
L'erreur commise sur la mesure de 1'40A*, 0(40A*),(voir calculs dans Annexe<br />
2) est déterminée par la formule:<br />
0 2(40A*)=o2(38A) d 112(40A/38A)me[((40A/36A)am<br />
+(40A/36A)a)1(40A/36A)am] [( (40A/36A)me- (40A/36A)am)1 (40A/36A)me] }2+<br />
0 2(40A/38A)mef 1I2(38Ah[((40A/36A)am+(40A/36A)a)1(40A/36A)am] [( (40A/36A<br />
)me- (40A/36A)am)1 (40A/36A)me] }2+<br />
02(40A/36A)mef 1I2(38Ah(40A/38A)me[((40A/36A)am+<br />
(40A/36A)a)1 (40A/36A)am] [(40A/36A)aml (40A/36A)2 me ]}2+<br />
0 2(40A/36A)amf 112[( 38Ah( 40A/38A)me]1[( 40A/36A)me(40A/36A) 2am] [(40A/36<br />
A)a( 40A/36A)me+(40A/36A) 2 am ]}2<br />
ou:<br />
02(40A*)I(40A* )2=02(38A) t/(38A)2t + 02(40A/38A)mel(40A/38A)2 me+<br />
02(40A/36A)me( 40A/36A)2 am l ((40A/36A)2 me [(40A/36A) me- (40A/36A)am]2)+<br />
02(40A/36A)am[ (40A/36A)a(40A/36A)me+(40A/36A) 2 am ]21 ( (40A/36A)2 am [(40AI<br />
36A)am+(40A/36A)al 2[( 40A/36A) me- (40A/36A)am]2)<br />
190
t = total : argon de l'air + argon de l'échantillon<br />
am: air mesuré<br />
me: valeur mesurée de l'échantillon non corrigée de la discrimination de<br />
masse.<br />
2- MESURE DU POTASSIUM PAR SPECTROPHOTOMETRIE DE<br />
FLAMME<br />
2.1- Méthodes de détermination de la teneur du potassium<br />
Nous avons utilisé la spectrophotométrie de flamme. Cette méthode<br />
offre l'avantage d'être facile à mettre en œuvre et de fournir une précision<br />
acceptable pour des teneurs en KzOsupérieures ou égales à 0,1 %.<br />
2.2- Principe de la spectrophotométrie de flamme<br />
Il consiste au passage d'une solution à analyser à travers une flamme.<br />
La longeur d'onde émise par un élément est caractéristique de cet élément.<br />
Elle résulte du passage d'un atome d'un état stable à un état excité. L'intensité<br />
de la radiation est proportionnelle à la quantité de l'élément. La mesure de<br />
celle-ci détermine la teneur cherchée.<br />
191
Figure 66: Spectrophotomètre de flamme<br />
192
2.3- Le spectrophotomètre de flamme<br />
Il a été spécialement conçu par Coming Medical pour le dosage du<br />
sodium (Na) et du potassium (K) [fig. 66].11 est de type EEL 450, et se compose:<br />
- d\m brûleur alimenté par du propane et de l'air comprimé;<br />
- d'un système d'injection du liquide à doser, avec une sonde, une pompe<br />
péristaltique, un mélangeur diluteur et injecteur;<br />
- d'un ensemble photoélectrique digitalisé de mesure de l'intensité des raies<br />
5889,9À de Na et 7664,9À de K.<br />
La qualité remarquable de cet appareil, c'est la linéarité de la réponse en<br />
fonction de la concentration.<br />
2.4- ChaÎne de traitements et mise en solution d'un échantillon<br />
Un échantillon (l00 à 150 mg) est chauffé à 110 0<br />
C pendant une nuit,<br />
dans un creuset de carbone dit vitreux, pour enlever l'eau d'imbibition. Il est<br />
ensuite passé à 1000 0<br />
C dans un four à moufle en silice pendant 3 à 4 heures<br />
afin de connaître la perte en poids de l'échantillon à cette température,<br />
puisqu'il sera mis en fusion pour la préparation d'une perle. A chaque<br />
épreuve, le poids de l'échantillon, avant et après l'opération est noté.<br />
L'échantillon calciné est broyé dans un broyeur à anneau ou un mortier en<br />
agate. La poudre obtenue, dite "poudre calcinée" est mélangée au fondant (750<br />
mg de tétraborate de lithium: LiZB4Ü7) et rassemblée au fond du creuset. Un<br />
grand nombre de creusets en graphite vitreux (un maximum de 18)<br />
contenant ce mélange sont placés sous la cloche en silice du moufle mobile<br />
froid. Le moufle est introduit dans un four pour fusion au borax sous<br />
atmosphère neutre à 1000 0<br />
C pour éviter la combustion des creusets de<br />
carbone. Cet appareil (fig. 67) est composé, d'un four mobile verticalement<br />
actionné par un dispositif hydraulique, dun moufle en silice bien clos mobile<br />
horizontalement avec amenée d'argon, d'une alimentation en argon, d'un<br />
régulateur électrique. L'expérience de fusion dure environ 20 mn. on<br />
procède au refroidissement rapide pour garder les perles de borax à l'état<br />
vitreux. La perle obtenue est mise en solution avec 20 ml d'un solvant<br />
préalablement préparé, de composition: 100 ml de HCI (l0 N), 500 ml d'eau<br />
déminéralisée et 400 ml de glycérine. La dissolution a lieu sur une rampe,<br />
chauffée à 60 0<br />
C, sur laquelle sont placés les creusets contenant chacun un'<br />
agiteur magnétique. La solution obtenue est stockée chacune dans un tube de<br />
plastique pour l'analyse.<br />
194
2.5_ Etalonnage du spectrophotomètre de flamme et mesures<br />
Afin de stabiliser la flamme, le spectrophotomètre de flamme est<br />
d'abord mis en route; puis un réglage de la réponse du standard interne (du<br />
nitrate de lithium: UN03) est effectué. On dispose de 15 étalons gradués en<br />
teneur de Na20 et K20 correspondant à des concentrations dans la roche<br />
allant de 0 à 20%. La solution étalon est un mélange d'une "solution matrice"<br />
composée, pour 1 litre de solution de: 31,6 g de fondant majeur (Li2B4Ü7), 84<br />
ml d'HCl (l0 N), 336,8 ml de glycérine et de l'eau déminéralisée, et de 3<br />
"solutions mères" obtenues par dissolution de NaCI et de KCl dans l'eau<br />
acidulée à 10 cm3/l de HCl (l0 N) [pour des détails, consulter Samuel et al.,<br />
1983]. L'étalonnage consiste au: réglage des zéros avec l'étalon 0 %, réglage<br />
des gains avec un étalon (l'appareil doit afficher les teneurs de Na20 et K20<br />
dans l'étalon), passage des 15 étalons de teneurs en K20allant de 0 à 20 % pour<br />
contrôler la linéarité de la réponse. Lorsque cette dernière opération est<br />
réalisée, on procède à la mesure de la teneur en Na20 et K20 de chaque<br />
échantillon. Les teneurs en K20 de toutes les solutions à analyser sont<br />
mesurées très rapidement, en un premier temps, pour avoir une idée de leur<br />
teneur. Ensuite, avant le passage d'un échantillon, on passe un étalon de<br />
teneur en K20connue et inférieure ou égale à celle de la solution à analyser.<br />
On contrôle d'éventuelles dérives pouvant survenir au cours de la mesure. Si<br />
un tel cas survient, selon l'importance de la dérive, nous pouvons, soit<br />
repasser les échantillons mesurés depuis le dernier étalon, soit faire une<br />
correction numérique (en se servant d'un étalon de teneur en K20 voisine)<br />
pour s'assurer de la linéarité des réponses; les valeurs des signaux<br />
représentant les teneurs en Na20 et K20 sont affichées simultanément sur<br />
voltmètres numériques. Nous travaillons dans des conditions acceptables,<br />
avec des limites inférieures de détections de 100 ppm dans la roche, soit 0,4<br />
ppm dans la solution. La précision est de ± 2 %.<br />
2.6- Correction de la teneur en K20 de l'échantillon<br />
La teneur en K20 affichée par le spectrophotomètre de flamme au<br />
cours de la mesure n'est pas la valeur vraie de l'échantillon; il faut rapporter<br />
le poids de l'échantillon après calcination à 1000 0<br />
Cà celui de l'échantillon de<br />
référence; c'est à dire que nous rajoutons au poids de l'échantillon après<br />
séchage à 110° Ccelui qu'il a perdu lors de sa calcination à 1000° C. La teneur<br />
en K20correspondant à l'échantillon de référence peut être calculée.<br />
195
2.7- Erreur sur l'âge conventionnel<br />
Rappelons que la formule de l'âge conventionnel K-Ar s'écrit:<br />
On doit estimer une preClSlOn sur cet âge calculé. L'expérimentateur peut<br />
commettre une erreur lors de la correction d'argon atmosphérique, sur la<br />
mesure du potassium, sur la calibration du traceur d'argon et sur la mesure<br />
des compositions isotopiques d'argon (40A/38A, 36A/38A).<br />
Une estimation de cette erreur analytique a été proposée par Cox et Dalrymple<br />
(196ï) et s'écrit:<br />
avec:<br />
OK: écart-type des analyses de potassium<br />
err: écart-type de la calibration du traceur d'argon<br />
040A/38A: écart-type du rapport (40A/38A)mesuré<br />
038A/36A: écart-type du rapport (38A/36A)mesuré<br />
r: fraction d'argon 40 radiogénique.<br />
La formule utilisée tient compte de l'erreur introduite par la discrimination<br />
de masse (calcul dû à Albarède: communication écrite).<br />
Selon les résultats de Dalrymple et Lanphere (1969), lorsque le pourcentage<br />
d'argon 40 radiogénique est inférieur à 10 %, l'erreur analytique devient<br />
extrêmement élevée (fig. 68).<br />
1- PRINCIPE DE LA METHODE ANAL YT/QUE<br />
L'équation d'âge (cf., Albarède, 19ï6;et chapitre précédent) s'écrit:<br />
La détermination d'un âge exige la mesure au spectromètre de masse du<br />
rapport 40A*139A de l'échantillon et celui du standard d'âge tM connu.<br />
L'expérience consiste à chauffer un échantillon à un palier de température<br />
donnée; 1'40A et 1'39A sont libérés. Après purification de ce gaz (et des gaz<br />
197
ares), le rapport 40A/39A est mesuré. un certain nombres de correlions (cf.,<br />
paragraphes suivants; et Annexe 3) sont effectuées sur ce rapport; une telle<br />
opération est au préalable réalisée sur un moniteur irradié au même niveau<br />
que celui-ci et qui lui sert de référence pour la msure. Un âge apparent de<br />
l'échantillon peut ainsi être déterminé.<br />
2- DISPOSITIF EXPERIMENTAL<br />
Il est le même que celui utilisé pour la mesure d'argon par dilution<br />
isotopique. Le mode opératoire est le même; la sensibilité du spectromètre ou<br />
l'utilisation d'un traceur comme étalon n'est pas utile. L'extraction du gaz de<br />
l'échantillon s'opère par paliers successifs de température, sauf pour les sels<br />
(CaF2, K2S)4 ou KF) et les moniteurs où elle a lieu en un seul palier de<br />
température (- 1600° C). Le nombre de paliers de température pour l'analyse<br />
entière d'un échantillon dépend de la nature de celui-ci, de sa teneur<br />
supposée en potassium et de son âge. Jusqu'à des températures voisines de<br />
850° C l'échantillon est chauffé au moyen d'un four ohmique. Au de-là de<br />
cette température la chauffe est réalisée dans le creuset de molybdène du<br />
four de haute fréquence. Le gaz ainsi extrait et purifié est prêt à être analysé.<br />
3- PRISE D'AIR, LE BLANC ET LA RESIDUELLE<br />
Comme il a été décrit précédemment, l'analyse d'un échantillon est<br />
précédée par une mesure d'une prise d'air, d'un blanc et de la résiduelle. Les<br />
valeurs des coefficients de discrimination de masse du spectomètre de masse<br />
sont voisines à celles du cas précédent (tableau 17). Le blanc dans cette<br />
méthode analytique est meilleur que celui de la méthode de dilution<br />
isotopique (tableau 18) parce que nous avons affaire, ici, à la mesure de<br />
petites quantités de gaz extrait de plusieurs paliers de température pour un<br />
même échantillon. Cependant les petites quantités de gaz à analyser sont<br />
sensibles à l'effet de contamination. Dans le tableau 21 que nous présentons,<br />
nous montrons deux exemples de blanc: l'un réalisé à 850° C avec le four<br />
ohmique (placé entre l'emplacement des échantillons et le four de haute<br />
fréquence) et l'autre, à 1650° Cavec le creuset de molybdène. Comme on peut<br />
l'observer, l'effet du blanc est important avec la température. Mais un très<br />
faible signal du pic de la masse 36 (environ 0,15 mV) entraine une grande<br />
erreur sur le rapport 40A/36A, c'est à dire une grande imprécision sur la<br />
198
mesure de ce rapport. Ici encore, les mêmes raisons que celles du blanc de la<br />
méthode de dilution isotopique et l'imprécision sur la détermination du<br />
rapport 40A/36A nous amènent à ne pas corriger des données mesurées de<br />
l'échantillon l'effet du blanc dû aux faibles signaux des pics de l'36A, 1'37A,<br />
l'39A et l'40A mesurés sur FlOu. Les intensités des signaux du gaz mesuré<br />
sont plus grandes que, 2000mY pour l'40A, 300mY pour l'39A, 3 mY (pour des<br />
échantillons calciques) pour 1'37A, 5 mY pour l'36A données sur FlOU.<br />
Tableau 21: le blanc du four ohmique et le blanc du creuset pour les masses<br />
36,37,39 et 40.<br />
Blanc du four ohmique (850 0<br />
C) Blanc du creuset (1650 0<br />
C)<br />
40: (mY) 43 70<br />
39: (mY) 0 0<br />
37: (mY) 0 0<br />
36:(mY) -015 -027<br />
40A/36A 2906±584 256 6± 340<br />
4- LES MESURES<br />
Les mesures des échantillons sont faites par référence à un moniteur<br />
appartenant à la même navette et même étage que ces derniers lors de<br />
l'irradiation dans un réacteur nucléaire [cf., chapitre 1, paragraphe D.III de<br />
cette deuxième partie de la thèse, et Annexe 1, paragraphes B.6 et CA]. Ceci<br />
suppose une mesure préalable du moniteur (exemple des mesures de<br />
moniteurs: tableau 22).<br />
Tableau 22: résultats obtenus des moniteurs dont la Biotite LP 6 d'âge 129106<br />
ans.<br />
Minéral rang de la navette Niveau (40A/39A)ecB Contam. atrnosp.<br />
Biotite LP 6 1 1 641741 + 000826 785<br />
Biotite LP 6 1 2 587055+ 000713 310<br />
Biotite LP 6 2 1 5 504ü9± 000752 643<br />
Biotite LP 6 2 2 5 65113± 000976 848<br />
Les données d'argon qui vont servir au calcul d'âge apparent de l'échantillon<br />
sont le rapport 40A/39A du moniteur et celui de l'échantillon (voir plus loin<br />
dans ce chapitre). Chacun de ces rapports 40A/39A ne résulte pas seulement,<br />
199
6 -CORRECTIONS D'INTERFERENCES ISOTOPIQUES D'ORIGINE<br />
NUCLEAIRES ET ATMOSPHERIQUE<br />
Nous avons indiqué (cf., dans cette deuxième partie de la thèse,<br />
chapitre 1, paragraphe D.III) les principales sources de productions de<br />
certains isotopes d'argon (36A, 37A, 39A, 40A) à partir des interactions de<br />
neutrons avec les isotopes de Ca et K. Il faut donc corriger des compositions<br />
isotopiques mesurées d'un échantillon la contribution des isotopes artificiels<br />
de l'argon produits lors de l'irradiation par des réactions nucléaires autres<br />
que 39K(n,p)39A. L'intérêt c'est d'obtenir le rapport 40A*/39A de<br />
l'échantillon dont l'40A* résulte de la seule décroissance du 40K depuis<br />
l'évènement que nous voulons dater.<br />
L'abondance de 1,37A dans un échantillon irradié est un bon indicateur de<br />
l'étendue d'interférence du Ca; elle est utlisée pour estimer les contributions<br />
du 44Casur 40A, du 40Casur 36A, du 42Casur 39A. Les mesures réalisées sur le<br />
sel de calcium nous permettent de réaliser ces corrections; et la contribution<br />
du 40K sur l'40A peut être connue à partir des mesures du sel de potassium.<br />
On part des équations suivantes:<br />
40A e =40A* + 40A a + 40AK + 40Aea<br />
39A e =39AK + 39Aea<br />
37A e =37Aea<br />
36A e = 36A a + 36Aea<br />
e: échantillon; a: air<br />
K: venant du potassium;<br />
Ca: venant du calcium<br />
Une résolution détaillée de ces équations est présentée dans l'Annexe 3. La<br />
formule finale donnée par Albarède (1976) s'écrit:<br />
(40A*/39A)ecB = [1/(1 + Il)]{(1 + B)(40A/39A)m(1 + ô)[(1 - d)/(1 - e)] <br />
(40A/39A)KI<br />
avec Il = 29S,S/{(40A/36A)m(1 + 4.ô)[(1 - d)/(1- f)](1 + a) - 29S,SI<br />
a = (36A/37A)C'a/[(36A/37A)e - (36A/37A)C'a]; avec<br />
(36A/37A)e=(36A/37A)m(1- ô)(l- f);<br />
(36A/37A)C'a ==(36A - 40A/29S,S)/37A;<br />
B = (39A/37Aka/[(39A/37A)e - (39A/37Aka]; f =36AB/36A t ;<br />
d = 40AB/40A t ; e = 39AB/39A t ;<br />
(39A/37A)e = (39A/37A)m(1 + 2.ô)(1 - 39AB/39A t )<br />
m: données mesurées; am: air mesuré; B: blanc; t = total;<br />
Art = argon échantillon + argon du blanc; a: donnée théorique de l'air;<br />
e: échantillon corrigé de la discrimination de masse et du blanc<br />
201
c-<br />
1-<br />
PREPARATION DES ECHANTILLONS<br />
PRELEVEMENT DES ECHANTILLONS<br />
Lors de la sélection des échantillons de roche, il est préférable d'éviter<br />
ceux qui présentent des marques d'une altération d'origine météorique;<br />
certains de ces systèmes pourraient se comporter comme des milieux ouverts<br />
à l'argon; ils conduiraient souvent à des âges radiométriques jeunes<br />
[Dalrymple et Lanphere, 1969; Montigny, 1985].<br />
Pour concentrer une quantité suffisante de minéraux pour les analyses, il est<br />
souhaitable de prélever sur le terrain au moins 5 Kg d'échantillons. Le<br />
matériel récolté, pour être dans un état satisfaisant et représentatif, doit être<br />
au préalable débarrassé par sciage de ses parties altérées s'il y a lieu, coupé<br />
en petits morceaux au moyen d'une scie, lavé et séché à l'étuve.<br />
2- BROYAGE ET SEPARATION DES MINERAUX<br />
Ces morceaux d'échantillons sont concassés dans un broyeur à<br />
machoires, ensuite réduits en grains fins dans un mortier en porcelaine ou<br />
en acier. Le broyage n'est-il pas une source de perte de gaz et de<br />
contamination par les gaz de l'air? Gentner et Kley (1957) montrent que le<br />
broyage peut amener une perte d'argon. Les pertes d'argon radiogéniques<br />
peuvent atteindre 30à 50 % si l'on réduit la taille de grains à 5-10 pm. Si les<br />
minéraux sont broyés trop finement (en dessous de 100 pm) cela peut<br />
entrainer une augmentation de l'argon de l'air par adsorption [Everden et al.<br />
(1960, 1964); Keeling et Naughton, 1974; Jambon et al., 1985]; il est donc<br />
recommandé d'utiliser des grains aussi gros que possible pour minimiser les<br />
ajouts d'argon atmosphérique (McDougal, 1966; Dalrymple et Lanphere, 1969)<br />
qui rendent difficiles les datations des jeunes roches. Lorqu'on choisie une<br />
fraction où la taille des grains est supérieure à la maille de 'libération des<br />
minéraux, il apparaît difficile de concentrer un minéral; il s'ensuit, par<br />
exemple, qu'un âge mesuré sur une hornblende concentrée avec seulement<br />
quelques pour cents de micas sera voisin de celui du mica (Armstrong, 1966).<br />
Ce dernier sera le principal contributeur de potassium et d'argon pour cette<br />
analyse. L'échantillon, à l'état poudreux, est passé dans une série de tamis de<br />
dimensions de mailles variées. Nous avons choisi la fraction granulométrique<br />
comprise entre 80 et 100 pm ou 100 et 160 pm, qui correspond à la maille de<br />
203
libération dans la plupart des roches étudiées. Les grains sont passés aux<br />
ultrasons dans l'eau distillée afin d'éliminer les fines poussières dues au<br />
broyage, et ensuite séchés à l'étuve (à environ 50 à 60° C). La séparation des<br />
minéraux est réalisée grâce au séparateur magnétique (type Frantz) et les<br />
liqueurs denses. Nous nous sommes servis de l'iodure de méthylène, car<br />
aucune interférence de masse ne peut avoir lieu pour l'argon que nous<br />
analysons. On affine la purification par un tri manuel du minéral sous une<br />
loupe binoculaire à l'aide d'une pointe métallique. Les feldspaths sont<br />
souvent traités pendant 10à 20 minutes à l'acide fluorhydrique (HF) dilué à 5<br />
10 % pour éliminer la calcite; les grains sont ensuite passés dans un bain<br />
ultrasonique d'eau distillée, à l'alcool à 90% et puis à l'acétone afin de rendre<br />
plus rapide le séchage dans l'étuve.<br />
3-HOMOGENEITE DES ECHANTilLONS: QUANTITES ANAL YSEES<br />
Les quantités d'échantillons à analyser dépendent de la méthode<br />
d'analyse appliquée. Lorsqu'il s'agit de la première méthode (K-Ar), il faut<br />
prélever deux aliquotes différentes d'un échantillon pour le dosage de<br />
l'argon et du potassium. on doit disposer une taille de grains homogène; la<br />
teneur en potassium pour un même minéral diffère d'une taille à l'autre<br />
(Ingamells et Engels, 1976). Il est souhaitable d'avoir au départ d'au moins 150<br />
mg du minéral pour disposer d'au moins 100 mg afin d'avoir une mesure<br />
correcte de K20, et d'avoir au moins 500 mg de cette prise semblable pour la<br />
mesure d'argon. Ces poids représentent des limites minimales. 11 est courant<br />
de voir des poids des prises inférieurs à ceux indiqués ci-dessus (Pinault,<br />
1974). La quantité d'échantillon du minéral à analyser dépend de la nature du<br />
minéral, de sa capacité de rétention de l'argon, de la sensibilité du<br />
spectromètre de masse ou du spectrophotomètre de flamme, de l'âge de la<br />
roche échantillonnée qui peut être parfois connu à partir des données<br />
stratigraphiques ou des données radiométriques d'autres laboratoires. La<br />
fraction retenue pour le dosage de l'argon est enveloppée dans une feuille de<br />
nickel ou d'aluminium.<br />
La quantité destinée à l'analyse par la méthode 39A-40A parait dans la plupart<br />
des cas petite que celle pour le dosage de l'argon par dilution isotopique<br />
(Albarède, 1976). Ces échantillons sont scellés sous vide dans des ampoules de<br />
quartz pour être irradiés.<br />
204<br />
.......
4- IRRADIATION DES ECHANTILLONS<br />
Les échantillons (entre 100 et 300 mg chacun) scellés sous vide dans<br />
des ampoules· de quartz sont placés dans des navettes. Les navettes<br />
d'irradiation sont en aluminium longues de 75 mm et de 45 mm de diamètre.<br />
Dans une navette, 8 échantillons sont répartis en deux niveaux de 4<br />
échantillons chacun. Sur un niveau appelé "étage", les échantillons sont<br />
disposés en couronne et sont composés d'un ou deux sels (un sel de calcium,<br />
un sel de potassium), un moniteur et un ou deux échantillons. Les navettes<br />
sont placées dans des paniers tournants du réacteur nucléaire. Elles sont<br />
soumises à une fluence de 0,5.10 19 neutrons par centimètre carré (0,5.10 19<br />
n/cm Z ). La fluence est la dose de neutrons délivrée par le réacteur nucléaire<br />
intégrée sur une durée d'irradiation déterminée. Cette durée est fonction du<br />
nombre de n/cm 2 /s délivré par le réacteur. Le réacteur qui a servi à<br />
l'irradiation de nos échantillons est la "pile Osiris" à Saclay, réacteur de type<br />
"piscine". Son flux est en moyenne de 4,6.1013 n/cmZ/s. A la sortie de la pile,<br />
les échantillons irradiés sont mis dans une piscine, pendant une durée<br />
déterminée (environ 15 jours) pour permettre la décroissance radioactive des<br />
éléments les plus nocifs, avant d'être analysés.<br />
Pourquoi le choix d'une fluence optimum? Tout simplement il s'avère<br />
nécessaire de produire une quantité suffisante d'39A aux dépens du 39K pour<br />
avoir une mesure précise; et de limiter les interférences de masses produites<br />
par les réactions autres que 39K(n, p )39A. Ces dernières sont fonction du fIux<br />
total de neutrons et du rapport K/Ca (Turner, 1971).<br />
La disposition des moniteurs à deux niveaux différents dans la même navette<br />
s'avère nécessaire. Ble permet de s'affranchir des erreurs de mesure des<br />
échantillons dues à l'hétérogénéité verticale du flux de neutrons; chaque<br />
échantillon est mesuré par rapport au moniteur du même étage. Le problème<br />
d'erreur liée à l'hétérogénéité latérale du flux de neutrons est résolu, puisque<br />
les navettes sont placées dans des paniers rotatifs. Pour l'analyse, les<br />
échantillons irradiés sont enveloppés dans des feuilles de nickel et sont<br />
introduits dans le porte-échantillons.<br />
20S
2- CALIBRATION DU SPIKE<br />
Lors d'une prise d'air, il faut connaître la quantité q'o d'argon atmosphérique<br />
contenu dans le ballon d'air Ya(Fig. 63). La solution du problème revient à<br />
déterminer la pression d'air sec P dans les conditions expérimentales.<br />
2a - Prise d'air<br />
Pour déterminer la pression d'air sec dans les conditions expérimentales il<br />
faut connaître:<br />
-l'altitude h (m) du lieu de prélèvement de l'air;<br />
-la température TeK)<br />
-la pression Pm(mmHg) au niveau de la mer<br />
à ooe<br />
-le degré hygrométrique F(%)<br />
correction d'altitude Ph<br />
à l'instant du<br />
prélèvement<br />
soit k=O,OlmmHg/m la variation de pression par rapport à l'altitude<br />
Ph=k.h<br />
correction d'humidité Pd<br />
soit Py la pression de vapeur saturante (F=lOO%)<br />
Py.F<br />
Pd-lOO<br />
correction de température Pt<br />
soit t= O,lmmHg/Oe la variation de pression avec la température<br />
Pt=(T-273,1S).t<br />
ainsi Ps la pression d'air sec à l'altitude h et. à la température rK du<br />
prélèvement (conditions expérimentales) est:<br />
soit: - H volume d'air prélevé (entre R'3 et R'4 Fig. 34)<br />
207
donc<br />
alors<br />
et<br />
3 - Argon radiogénique 4 0A *<br />
Le mélange de gaz mesuré dans le spectromètre de masse est constitué de trois<br />
composants: l'argon du traceur, l'argon de l'air et l'argon radiogénique.<br />
Le principe de la méthode considère que 36A, 38A et pour partie 40A contenus<br />
dans l'échantillon sont d'origine atmosphérique.<br />
Pour déterminer la quantité d'40A* on part des équations suivantes:<br />
- 40A m =40A a + 40AT+ 40A*<br />
- 38A m =38A a + 38AT<br />
_ 36A m =36A a + 36AT<br />
m =mélange<br />
T =spike<br />
a =air<br />
(40 A i ) .38 4OA ) . 38AT+ COA) -- . 38A<br />
a<br />
+ 40A*(1)<br />
- 38A m Am 38A T 38A a<br />
- 38A m =38A a + 38AT (2)<br />
-C 6A ) .38A =(36 A ) C 6<br />
. 38AT+ -- . 38A<br />
38A m m 38A A) a (3)<br />
T 38A a<br />
\ (2), (3)=><br />
209<br />
. (4)
40K + n ---- >40A + p<br />
40Ca+n >36A+4He+n<br />
(Ir)<br />
42Ca + n >39A + 4He<br />
(3r)<br />
40Ca+ n >37A + 4He<br />
(4r)<br />
L'argon 37 n'est pas stable et possède une période de décroissance<br />
radioactive de 34,1 jours<br />
ainsi les équations de bilan sont:<br />
40A e =40A* + 40Aa + 40AK (22) Ca et K: dérivé du<br />
39Ae = 39Aea + 39AK<br />
(23) calcium et du<br />
37Ae =37Aea<br />
(24) potassium<br />
36Ae = 36Aa + 36Aea<br />
(25) a: de l'air<br />
Les rapports de production des différents isotopes à partir du calcium et<br />
du potassium sont fournis par les rapports isotopiques de sel ultra-pur de ces<br />
deux éléments irradiés en même temps que les échantillons à analyser.<br />
3a - La contribution due au calcium<br />
3a1- Calcul de la quantité d'argon 37 produite<br />
Les productions de 39A et 36A dans les réactions (2r) et (3r) sont à<br />
l'origine des corrections les plus importantes. L'abondance de l ,37A dans un<br />
échantillon irradié est un bon indicateur de l'étendue d'interférence du Ca<br />
37A a pour origine unique le calcium de l'échantillon (Brereton, 1970).<br />
Cependant le 37A n'étant pas stable, il est nécessaire de recalculer, à partir de<br />
la quantité 37Ae mesurée au temps tm après l'irradiation, la quantité 37Ai<br />
créée pendant le temps t r de l'irradiation.<br />
37A e =37Atr e-À.tm (26)<br />
37Atr = quantité de 37A a la fin de l'irradiation et À. constante de<br />
désintégration de 37A.<br />
Etant donné le rendement des réactions 2r et 4r on considère que la<br />
quantité de calcium 40 NCa est constante pendant toute l'irradiation.<br />
37Actt la quantité de 37A produit pendant l'irradiation entre les temps t<br />
et t + dt est:<br />
0N 1 N 2<br />
(2r)<br />
=probabilité de la réaction (section éfficace de capture)<br />
215
Annexe 4<br />
Le pluton basique de Todasana (TOO) est métamorphisé dans le faciès<br />
amphibolite de l'unité de la cordillère côtière. Nous avons examiné sur lames<br />
minces les roches suivantes: une hornblendite à grenat (TOO 87 21), un<br />
gabbro à amphibole (TOO 87 22), une hornblendite (TOO 87 23), une roche<br />
métasédimentaire (T0087 24), une amphibolite (TOO 87 26), un augengneiss<br />
(TOO 87 27). 11 ressort de cet examen des lames minces la composition<br />
minéralogique suivante des roches que nous présentons sous forme de<br />
catalogue.<br />
1DD8721: C'est une hornblendite à grenat dont les minéraux dominants sont<br />
l'hornblende brune, les pyroxènes et le plagioclase, et de<br />
minéraux accessoires, le grenat, les spinelles, les biotites et le<br />
zircon. On note la présence des minéraux opaques.<br />
TOD 87 22: Ce gabbro à amphibole est caractérisé par la présence<br />
d'hornblende, de biotite et de plagioclase. Le reste se compose<br />
essentiellement de minéraux opaques et de minuscules filons de<br />
calcite.<br />
TOD8723: Il s'agit d'une hornblendite constituée en majorité d'hornblende<br />
chloritisée; on note cependant la présence de quelques<br />
plagioclases et biotites.<br />
TOD8724: C'est une roche métasédimentaire caractérisée par des grains fins.<br />
11 apparait dans la lame mince de cette roche en majorité de la<br />
muscovite, de l'orthose, du quartz, de l'épidote, et en faibles<br />
quantités des biotites. La présence de l'épidote dans cette roche fait<br />
penser à un faible degré de métamorphisme.<br />
. TOD 87 26: Cette amphibolite renferme comme principaux minéraux de<br />
l'hornblende, de la biotite du plagioclase sodique; le grenat est en<br />
faible quantité; les minéraux opaques se distinguent partout dans<br />
la roche.<br />
230
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21.8', 2000m depth): 4He/3He =49750± SOO, 40Ar/36Ar = 15600± 400.<br />
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