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Tectonomagmatisme et métallogénie des Andes Centrales et du désert d’Atacama du Mésozoïque au Cénozoïque
Les Andes Centrales et le désert d’Atacama, et partant toute la chaine andine, ont réellement façonné leur morphologie actuelle depuis le Jurassique moyen jusqu’au Pliocène. Quatre évènements tectonomagmatiques, correspondant à la formation de 4 ceintures cuprifères et métaux associés ont permis la structuration actuelle des Andes Centrales, et par conséquent, celle du désert d’Atacama, avec d’ouest en est, suivant la migration de la subduction (Fig. I.2.A, B; Jordan et al., 1983) : i) la cordillère côtière, d’âge Jurassique à tardi-Crétacé ii) la dépression centrale ou vallée longitudinale, structuré durant le Paléocène et l’Eocène précoce iii) la Precordillera ou cordillère de Domeyko, formée entre l’Eocène moyen et l’Oligocène moyen et iiii) les Andes, constituées d’un plateau perché (Altiplano) et d’une cordillère, d’âge Miocène à Pliocène précoce.
Géomorphologie et évolution climatique du désert d’Atacama chilien au Mésozoïque-Cénozoïque
Le désert d’Atacama, au nord du Chili, représente un paradis pour les géomorphologues étudiant les interactions entre la tectonique, l’érosion et le climat. Le soulèvement Andin, initié au Mésozoïque, couplé à l’érosion qui s’en est suivi a permis la formation de larges surfaces d’érosion, plates, appelés pédiplaines, qui s’étendent depuis le sud du Pérou jusqu’à la limite australe du désert d’Atacama (Fig. I.4; Segerstrom, 1963; Mortimer, 1973; Mortimer and Sarič, 1975). L’exemple palpable est la dépression centrale ou vallée longitudinale qui s’étire sur tout le long du désert d’Atacama et qui correspond à une mosaïque de plusieurs surfaces d’érosion (Fig. I.5; Segerstrom, 1963; Evenstar et al., 2017). L’épaisseur de cette pédiplaine atteint des centaines de mètres dans les bassins pré-andins (e.g. bassin de Calama et de Centinela ; May et al., 1999) mais ne dépasse pas généralement la dizaine de mètres d’épaisseur. Par ailleurs, plusieurs études ont montré un lien entre la formation de ces pédiplaines et l’altération supergène depuis les travaux pionniers de Mortimer et al. (1977) jusqu’à ceux plus récents de Clark et al. (1990) et Riquelme et al. (2017). Ces pédiments se forment majoritairement en conditions climatiques arides d’où leur distribution dans le désert d’Atacama, aride depuis la transition Méso- Cénozoïque (Hartley et al., 2005; Clarke, 2006) mais aussi dans d’autres régions du monde, e.g. le craton ouest Africain (Beauvais and Chardon, 2013; Chardon et al., 2018). Ces surfaces d’érosion se forment par la troncature d’un relief suite à des conditions érosives lentes à modérées. On parle souvent d’érosion latérale (Guillocheau et al., 2015).
Dans le désert d’Atacama, la formation de ces surfaces d’érosion a été diachrone entre le nord et le sud du désert (Mortimer, 1973; Mortimer and Sarič, 1975; Riquelme et al., 2003; Bissig and Riquelme, 2010). Au nord du désert d’Atacama, les travaux pionniers de Mortimer and Sarič (1975) et ceux plus récents de Riquelme et al. (2003) ont montré que le soulèvement tectonique a commencé au Crétacé. Dès cette époque, l’aridité, combinée à la surrection de la cordillère côtière, a favorisé la formation de pédiplaines dans la dépression centrale et la proto-précordillère. Par la suite, l’hyperaridification du nord du désert d’Atacama, initiée au Miocène moyen, a permis de conserver ces surfaces d’érosion. Dans le sud du désert, la surrection du relief s’est faite au début du Tertiaire (Mortimer, 1973) et atteint une altitude considérable au tardi Eocène-début Oligocène (Bissig and Riquelme, 2010) au cours d’impulsions tectoniques beaucoup plus régionales que globales. S’en est suivi la formation de plusieurs surfaces d’érosions depuis l’Oligocène jusqu’au Pliocène, e.g. dans le district minier de Potrerillos-El Hueso (Bissig and Riquelme, 2009; Bissig and Riquelme, 2010), dû à la prévalence tardive de conditions climatiques beaucoup plus humides dans la précordillère nord.
L’altération supergène des porphyres cuprifères et la formation des minéralisations cuprifères supergènes dans le désert d’Atacama chilien
L’altération supergène est le principal critère qui donne aux porphyres cuprifères du Chili leur si grand intérêt économique. Cette altération est liée aux fluides supergènes (i.e. de surface) qui vont altérer et lessiver le cuivre des minéraux cuprifères primaires (e.g. chalcopyrite, bornite) puis précipiter des minéraux supergènes de cuivre. Les porphyres cuprifères qui ont en général de gros tonnages pour de faibles teneurs (jusqu’à 11 Gt pour 0.76 wt. % de Cu de à la mine de Chuquicamata au Chili ; Ossandon et al., 2001) acquièrent ainsi, par le biais de l’altération (secondaire) supergène, des teneurs importantes (jusqu’à 2 wt. % Cu ; Reich and Vasconcelos, 2015), contribuant de manière significative à leur grand intérêt économique.
L’altération hydrothermale hypogène
Les porphyres cuprifères se mettent en place dans les quatre premiers kilomètres de la croûte supérieure et sont généralement liés à une chambre magmatique situés entre 5 et 15 kilomètres de profondeur. Cette chambre magmatique représente la chambre d’alimentation des magmas et fluides hydrothermaux responsables de la formation des porphyres cuprifères (Seedorff et al., 2005; Sillitoe, 2010). La durée du système magmatique est d’environ 10 m.y. tandis que celle de l’activité hydrothermale dure moins de 2 m.y. (Sillitoe, 2010). La grande majorité des porphyres cuprifères se rencontrent principalement dans les arcs magmatiques et les arrières-arcs. Ces terrains sont généralement soumis à des contraintes tectoniques à l’échelle régionale (l’épaississement crustal dû à la subduction, un soulèvement tectonique de surface et une exhumation rapide), et d’ailleurs les porphyres cuprifères sont bien souvent associés à des systèmes de failles et des linéaments qui vont servir de drain à la minéralisation. Les roches porphyriques proviennent de magma de type I, riches en eau, oxydés (Ishihara, 1981; Ishihara et al., 1984), de composition calco-alcaline avec des roches intermédiaires à felsique (Seedorff et al., 2005; Sillitoe, 2010). Associé au magmatisme, un système hydrothermal se met en place via le mélange entre des fluides magmatiques et météoriques entre 350°C et 550°C. Ce fluide hydrothermal, chaud, hyper-salin, comporte une phase vapeur riche en en métaux (Cu, Au, Ag, Sb, S, etc. ; Kouzmanov and Pokrovski, 2012). Proche de la surface, la baisse de la température engendre le changement de la fugacité du fluide. Ceci, couplé à l’interaction fluide-roche, favorise la précipitation de la minéralisation cuprifère (Sillitoe and Perelló, 2005; Sillitoe, 2010; Kouzmanov and Pokrovski, 2012). La minéralisation forme des dykes et des corps verticaux extensifs de plusieurs dm3 à km3 et est généralement zonée du coeur vers la périphérie. Du coeur vers la bordure, on retrouve les altérations potassique, chlorite-séricite, séricite et argileuse (Fig. I.9; Seedorff et al., 2005; Sinclair, 2007; Sillitoe, 2010; Kouzmanov and Pokrovski, 2012). Les altérations chloritique et propylitique sont observées distalement à des niveaux peu profonds. La biotite est le minéral d’altération prépondérant dans la zone d’altération potassique. La partie supérieure des porphyres cuprifères est caractérisée par un « lithocap » (encore appelé chapeau de fer ou couverture) ou zone d’altération argileuse avancée. Ce « chapeau de fer » ou couverture est très souvent zoné verticalement avec en profondeur une altération quartzo-pyrophyllitique, et en surface, une zone d’altération faite de quartz et d’alunite. Il constitue une cible d’exploration majeure des porphyres cuprifères. Comme décrit dans la section précédente, les porphyres cuprifères sont des gisements de gros tonnages, i.e. de dizaines de millions de tonnes à des centaines de millions de tonnes voire des milliards de tonnes. Par contre, les teneurs sont faibles, ne dépassant pas les 1 wt. % de Cu. Hormis les gisements disposant d’importants tonnages, les porphyres ne présentent pas un intérêt économique. Cependant, l’altération supergène que subissent ces porphyres cuprifères, confère à certains, leur viabilité économique (Sillitoe, 2005).
L’altération supergène et la formation des minéralisations cuprifères supergènes in situ et exotiques
L’altération supergène des porphyres cuprifères est un processus chimique, voire biochimique, qui, sous des conditions oxydantes et l’action combinée des eaux météoriques et de la biosphère, entraine l’altération des sulfures primaires, i.e. principalement la pyrite et la chalcopyrite, et la formation des sulfures de cuivre secondaires et des minéraux de cuivre oxydés. Elle peut se dérouler sous des conditions climatiques variées allant d’un climat semi-aride à aride à un climat tropical humide (Sillitoe, 2005). A une échelle régionale, la formation d’un horizon supergène au-dessus d’un porphyre cuprifère requiert un équilibre subtil entre le soulèvement tectonique, l’apport des eaux météoriques et l’érosion (Fig. I.10). Dans les ceintures orogéniques actives (e.g. la Ceinture de feu du Pacifique), le soulèvement tectonique provoque la baisse de la nappe phréatique, induisant l’oxydation des sulfures primaires. Par la suite, les eaux météoriques vont altérer les sulfures primaires, lessiver et transporter le cuivre, puis le précipiter. Dans les faits, tout part de la destruction de la pyrite (FeS2). Cette altération produit des ions H+ qui génère un milieu acide (pH < 5.5), entrainant la dissolution des sulfures de cuivre primaire (i.e. chalcopyrite et bornite). Même si leur impact a été peu documenté, les bactéries acidophiles (e.g. Acidithiobacillus ferrooxidans) agissent dans l’oxydation des sulfures primaires en réduisant le soufre en sulfate et en catalysant l’oxydation du Fe2+ en Fe3+ (Sillitoe et al., 1996; Sillitoe, 2005; Mathur et al., 2005; Enders et al., 2006; Zammit et al., 2015). Le cuivre est ensuite transporté, vers le bas, sous la forme de solutions sulfatées. Puis, sous les conditions réductrices de la nappe phréatique, dans la zone de cémentation, le cuivre précipite sous la forme de sulfures secondaires, triplement enrichis en cuivre, comparativement aux sulfures primaires : on parle d’enrichissement supergène et d’horizon enrichi. Cet horizon enrichi repose directement sur le minerai sulfuré primaire non altéré appelé aussi protore (Fig. I.10). Au-dessus du niveau d’eau, en condition oxydante, la précipitation des solutions sulfatées, tout comme l’oxydation des sulfures primaires, va engendrer la formation des sulfates, oxydes, carbonates, arséniates, chlorures, silicates et phosphates de cuivre : on parle de zone d’oxydation ou d’horizon oxydé. Au-dessus de la zone oxydée, au contact direct de la sub-surface, subsiste une zone appauvrie en cuivre et riche en minéraux lourds et résistants à l’altération : on parle de chapeau de fer, riche en limonite, alunite, jarosite et cryptomélane. Enfin, si la tectonique et le climat favorisent la formation d’un profil supergène, une érosion adéquate est nécessaire pour la sauvegarde du profil supergène ainsi créé.
A l’échelle du gisement porphyrique, plusieurs paramètres sont nécessaires à la formation d’u nhorizon supergène (Chávez, 2000; Sillitoe, 2005). Tout d’abord, les porphyres cuprifères avec un ratio pyrite-chalcopyrite élevé développent des horizons supergènes importants, comparativement à ceux ayant un ratio plus faible. De plus, les porphyres cuprifères avec une altération potassique bien développée, montrent des profils épais d’horizon enrichi. Enfin, une minéralisation verticale, combinée à des réseaux de veinules à extension verticale sont favorables au développement de profils supergènes.
D’un point de vue minéralogique, l’horizon enrichi est constituée principalement de chalcocite (Cu2S). Lorsqu’il reste assez de cuivre en solution, la covellite (CuS) ainsi que d’autres sulfures secondaires (e.g. la digenite, la djurleite et l’idaite) précipitent (Chávez, 2000). Cet horizon enrichi peut atteindre une épaisseur d’une dizaine à plusieurs centaines de mètres avec des tonnages importants. Par exemple, le porphyre cuprifère de Chuquicamata au Chili à un horizon enrichi de 750 m d’épaisseur pour un tonnage de 2.2 Gt de Cuivre et une teneur de 1.41 wt. % de Cu (Ossandon et al., 2001). La chalcocite est présente dans les parties centrales et supérieures de l’horizon enrichi tandis que la covellite est plus abondante en profondeur, proche du protore (Sillitoe, 2005). Ceci induit la diminution progressive de la teneur en Cu des solutions enrichies. Au-dessus de l’horizon enrichi, le niveau oxydé contient une multitude de minéraux de cuivre hydratés, hydroxylés et oxydés. Cet horizon se forme dans des conditions neutres à alcalines (Newberg, 1967; Chávez, 2000; Sillitoe, 2005). Le minéral le plus abondant est la chrysocolle (un silicate de cuivre hydraté, [(Cu, Al)2 H2Si2O5.nH2O]). Suivent la malachite, les hydroxy-sulfates de cuivre et l’atacamite. Dans des conditions faiblement acides, au contact direct des horizons enrichis, les hydroxy-sulfates de cuivre (e.g. antlérite et brochantite) sont les minéraux dominants. Les relations texturales et paragénétiques sont complexes et variées, indiquant une variation quasi-continue des conditions chimiques des fluides et du processus d’altération supergène (Schwartz, 1934; Chávez, 2000; Sillitoe, 2005). La cristallisation des hydroxy-sulfates et sulfates de cuivre reflètent un pH faible, une fois l’oxydation de la pyrite achevée. La malachite et l’atacamite quant à elles remplacent la brochantite et l’antlérite. La chrysocolle, qui montre très souvent une texture collomorphe, indiquent des concentrations élevées de silice dans des solutions neutres à alcalines, résultant d’une décomposition des minéraux siliceux (e.g. les feldspaths ; Newberg, 1967; Crane et al., 2001). Des relations indiquent qu’elles cristallisent en dernière position, par remplacement de l’atacamite et de la malachite (Reich et al., 2009). Cependant, l’atacamite qui requiert des conditions salines pour se former et un climat hyperaride pour être préservé, serait probablement le dernier minéral porteur de cuivre à se former (Cameron et al., 2007). Les oxydes de cuivre (cuprite, tenorite) et le cuivre natif cristallisent à la limite inférieure de la zone oxydée, en remplacement des sulfures secondaires. Recouvrant les horizons oxydés et enrichis, le chapeau de fer est comme son nom l’indique, riche en minéraux ferreux et alumineux. Ce chapeau de fer se forme simultanément ou postérieurement à l’altération supergène. La limonite est l’assemblage minéralogique caractéristique du chapeau de fer.
Suivent les minéraux riches en potassium (alunite, jarosite, cryptomélane, etc.) et le quartz, minéral ubiquiste par excellence (Chávez, 2000; Sillitoe, 2005). Ces chapeaux de fer sont caractérisés par la rareté de minéraux de cuivre oxydés mais présentent parfois des argiles et des limonites riches en cuivre. Ils peuvent atteindre des centaines de mètres d’épaisseurs. Comme évoqué dans la section précédente, le chapeau de fer est le principal métallotecte pour la recherche de porphyres cuprifères dans certaines régions et districts miniers. L’abondance de goethite et/ou d’hématite renseigne sur l’intensité de l’altération et donc sur l’épaisseur et la maturité du profil supergène formé en-dessous. D’après Sillitoe (2005), un chapeau de fer riche en goethite est caractéristique d’un profil supergène immature et d’une altération supergène incomplète. En revanche, l’abondance d’hématite dans un chapeau de fer souligne la présence d’un profil supergène mature sous ce chapeau de fer, avec un horizon enrichi épais.
La géochronologie U-Pb
La recherche constante de l’âge des processus et phénomènes qui ont façonné l’histoire de la terre a donné naissance à la géochronologie. La datation d’évènements géologiques repose sur une mesure relative et une mesure absolue du temps. Avant la découverte de la radioactivité et l’essor des techniques analytiques, la géochronologie permettait d’obtenir un âge relatif via l’observation in situ de marqueurs géologiques sur la base de principes établis à partir des travaux de Nicolas Sténon au 17ème siècle et qui sont à la base de la stratigraphie. Cette datation relative permettait d’avoir une idée globale e l’histoire géologique mais sans pouvoir ne donner ni d’âge absolu ni de durée ou de vitesse aux processus. L’essor de chronologie absolue a permis deux siècles plus tard d’obtenir l’âge des objets et évènements géologiques, permettant dès lors une compréhension de la chronologie des évènements géologiques ayant façonné l’histoire de la Terre. La découverte de la radioactivité par Becquerel (1896), puis le développement de la radiochronologie au début du 20ème siècle par Rutherford, ont permis l’essor de la géochronologie absolue. Le premier système radiochronométrique utilisé par Rutherford était le système de désintégration de l’uranium en plomb, système qui est resté un des chronomètres phares pour la datation des processus géologiques jusqu’à nos jours.
le chronomètre U-Pb : principes et limites
A l’instar des différents géochronomètres existants (e.g. Rb-Sr, K-Ar, 40Ar/39Ar, Lu-Hf, Sm-Nd, Re-Os), le chronomètre U-Pb est le plus utilisé et un des plus précis pour dater des évènements géologiques depuis la formation de la terre jusqu’au Pléistocène.
Principe
La géochronologie U-Pb se base sur i) l’incorporation de l’uranium dans la structure cristalline du minéral lors de sa formation ii) la désintégration radioactive de l’uranium en plomb radiogénique au cours du temps iii) la capacité du minéral à retenir le signal U-Pb dans son système eu égard aux évènements post-cristallisation pouvant altérer ce signal.
L’uranium possède trois isotopes radioactifs : 238U, 235U et 234U avec pour abondances respectives 99.274%, 0.720% et 0.006%. Les plus abondants, 238U et 235U, se désintègrent selon une constante de 69 décroissance radioactive en 206Pb et en 207Pb : on parle d’isotope pères radioactifs (i.e. 238U et 235U) et d’isotopes fils radiogéniques (i.e. 206Pb et 207Pb). Ainsi, on évoque le terme « couple isotopique » U-Pb ou « chronomètre » U-Pb. Chaque chronomètre utilisé en géochronologie est caractérisé par sa période de demi-vie, notée T. Cette dernière équivaut à la période de temps nécessaire pour que la concentration en isotope radioactif soit réduite de moitié. Cette demi-vie est une fonction simple de la constante de désintégration λ (λ = ln2/T) avec λ238U= 1.55.10-10/an (T= 4.47 Ga) et λ235U= 9.8485.10-10/an (T=0.704 Ga) (Schoene, 2014).
De fait, suivant le temps écoulé, l’uranium décroit alors que la teneur en plomb radiogénique augmente selon l’équation : ?∗ ? = ???−?.
Avec F*= teneur en isotope fils radiogénique (206Pb* et 207Pb*), P = teneur en isotope père radioactifs (238U et 235U), λ = constante de désintégration, t = temps écoulé (i.e. l’âge de fermeture du système).
La quantité d’éléments fils radiogénique F* peut-être estimée à partir de la mesure de la quantité actuelle d’isotopes fils F dans le minéral à condition de connaitre la quantité F0 d’isotopes fils présent initialement dans le minéral à dater (dit plomb commun), avec F*=F- F0.
Le diagramme Concordia Wetherill
Le diagramme concordia Wetherill a été inventé comme son nom l’indique par Wetherill (1956).
Il est surtout utilisé dans la datation et l’interprétation de minéraux incorporant peu ou pas de plomb commun et riches en uranium et plomb radiogéniques car les analyses doivent être corrigées du plomb commun pour y représenter le plomb radiogénique.
Dans ce diagramme, les âges apparents 206Pb*/238U et 207Pb*/235U sont dit concordants s’ils s’alignent le long de la courbe concordia (Fig. II.1.A). Lorsqu’un minéral cristallise dans un système fermé, les chronomètres 206Pb/238U et 207Pb/235U évoluent de telle sorte que les deux rapports isotopiques suivent la concordia en s’éloignant de l’origine à mesure que l’âge croît. Si le système s’ouvre partiellement, les rapports isotopiques s’aligneront sur une droite appelée discordia, marqueur d’une perte et/ou d’un gain en Pb et/ou en U par des évènements post-cristallisation, e.g. altération d’un minéral/d’une roche, métamorphisme, diagenèse, etc. Par la suite, si le système se retrouve clos, l’intercept supérieur correspondra à l’âge de la cristallisation tandis que l’intercept supérieur représentera la date de l’ouverture du système.
Le diagramme Concordia « Tera-Wasserburg »
Pour les minéraux incorporant des quantités non-négligeables de plomb commun lors de leur cristallisation ou lors d’évènements post-cristallisation (e.g. apatite, titanite, rutile, etc.), le diagramme concordia Tera-Wasserburg (Tera and Wasserburg, 1972) est plus adapté. Il représente les rapports isotopiques 207Pb/206Pb et 206Pb/238U corrigées ou non du plomb commun. Tout comme pour le diagramme concordia Wetherill, si un minéral évolue en système clos et ne possède pas de plomb commun (ou si celui-ci a été corrigé), l’âge apparent de formation de ce minéral sera sur la concordia (Fig. II.1.B). Par contre, si ce minéral a incorporé du plomb commun à sa cristallisation ou postérieurement à celle-ci, les rapports isotopiques s’étaleront de nouveau sur une discordia où l’intercept avec la concordia donnera l’âge apparent de cristallisation et l’intercept supérieur (i.e. l’ordonnée à l’origine de la discordia) fournira la valeur du plomb commun initial. Si, en plus de l’incorporation du plomb commun, ce minéral perd du plomb lors d’évènements post cristallisation, les points d’analyses seront déplacés vers la droite de la discordia.
Les causes de la perturbation du chronomètre U-Pb
Plusieurs causes peuvent expliquer la discordance des âges U-Pb. La première est le mélange de zones d’âges différents. De nombreux minéraux tels le zircon, la titanite et la monazite présentent des coeurs hérités et des bordures plus jeunes. Cette zonation, quand elle n’est pas identifiée via le MEB ou la cathodoluminescence, peut perturber l’interprétation des analyses. La seconde cause majeure est la perte de plomb radiogénique. Cette perte peut être due au métamorphisme, l’évolution en système ouvert ou par diffusion. Cherniak (2010) a montré que les minéraux accessoires (i.e. zircon, sphène, apatite, monazite, xénotime) utilisés en géochronologie étaient vulnérables à la diffusion du Pb, pouvant réinitialiser le système U-Pb. De plus, des minéraux souvent présentés comme étant de bons géochronomètres (e.g. la monazite) peuvent incorporer du plomb commun soit lors de leur cristallisation soit postérieurement via des processus de dissolution-précipitation (Poitrasson et al., 2000; Seydoux-Guillaume et al., 2002; Seydoux-Guillaume et al., 2012).
Datation U-Pb via un spectromètre de masse à torche plasma couplé à un système d’ablation laser : U-Pb LA-ICP-MS
La recherche de la rapidité et de la précision spatiale des analyses géochronologiques ont conduit à la mise au point de plates-formes analytiques permettant l’analyse de petites quantités de matériels faiblement dosées en uranium et en plomb (quelques centaines à des milliers de ppm). Dès la seconde moitié du 20è siècle, des appareils de mesure tels que l’ID-TIMS (Thermal Ionisation Mass Spectrometry) ont été utilisés pour les analyses des isotopes de l’U et du Pb, suivis par la SIMS (Secondary Ion Mass Spectrometry) et la SHRIMP (Secondary High Resolution Ion Mass Spectrometry) dans les années 80-90, ces deux dernières techniques permettant de faire des analyses in situ sur des matériaux solides alors que la première nécessitait une séparation et une mise en solution des éléments. Au début des années 90, les développements technologiques ont permis de créer des spectromètres de masse à torche plasma à couplage inductif couplé à un système d’ablation laser : LAICP- MS (Jackson et al., 1992). Cet appareil sera par la suite énormément développé et utilisé dans la datation U-Pb. Cet outil, en plus de posséder une sensibilité élevée, est non destructrice pour le minéral à analyser car elle permet d’analyser le minéral en contexte, directement sur la lame mince ou une section polie, au contraire de l’ID-TIMS.
Durant ces trois années de thèse, les analyses LA-ICP-MS ont été effectuées 1) au laboratoire Géosciences Environnement Toulouse (Toulouse, France) qui possède un Element-High Resolution HR-ICP-MS et un Multi-Collector-ICP-MS pouvant être couplé à un laser nanoseconde (ns-LA) et un laser femtoseconde (fs-LA) 2) au laboratoire Géosciences Rennes (Rennes, France) qui est doté d’un ICP-MS quadripolaire à secteur magnétique couplé à un laser nanoseconde, et 3) au Trinity College de Dublin (Dublin, Ireland) équipé d’un ICP-MS quadripolaire à secteur magnétique couplé à un laser nanoseconde (ns-LA).
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Table des matières
CHAPITRE I : Etat de l’art des connaissances sur la géologie du désert d’Atacama et l’altération superggène des porphyres cuprifères
I.1 La géologie des Andes et du désert d’Atacama
I.1.1 Géologie des Andes
I.1.2 Tectonomagmatisme et métallogénie des Andes Centrales et du désert d’Atacama du Mésozoïque au Cénozoïque
I.1.3 Géomorphologie et évolution climatique du désert d’Atacama chilien au Mésozoïque- Cénozoïque
I.2 L’altération supergène des porphyres cuprifères et la formation des minéralisations cuprifères supergènes dans le désert d’Atacama chilien
I.2.1 L’altération hydrothermale hypogène
I.2.2 L’altération supergène et la formation des minéralisations cuprifères supergènes in situ et exotiques
I.2.3 L’âge du cuivre supergène du désert d’Atacama
CHAPITRE II : Méthodes et outils
II.1 La géochronologie U-Pb
II.1.1 le chronomètre U-Pb : principes et limites
1.1.1 Principe
1.1.2 Le diagramme Concordia Wetherill
1.1.3 Le diagramme Concordia « Tera-Wasserburg »
1.1.3 Les causes de la perturbation du chronomètre U-Pb
II.1.2 Datation U-Pb via un spectromètre de masse à torche plasma couplé à un système d’ablation laser : U-Pb LA-ICP-MS
1.2.1 Principe de fonctionnement d’un LA-ICP-MS
1.2.2 Le choix d’un double laser pour la datation des minéralisations cuprifères supergènes
1.2.3 Appareillage et traitement de données
II.2 La caractérisation texturale
II.3 La microsonde électronique
II.4 La microsonde ionique
CHAPITRE III : Caractérisation minéralogique et chimique des minerais cuprifères supergènes : cas d’étude des districts miniers de l’Atacama et de Gaoua
III.1 Mineralogical and chemical characterization of supergene copper-bearing minerals: examples from Chile and Burkina Faso
CHAPITRE IV : Apport des isotopes du cuivre dans la compréhension de l’altération supergènes des porphyres cuprifères
IV.1 Understanding reduction-oxidation processes in supergene exotic copper deposits from Atacama Desert, northern Chile: what Cu isotope can tell us ?
IV.2 Discussions complémentaires
IV.2.1 Rôle des paramètres géologiques et climatiques sur le fractionnement isotopique du cuivre
IV.2.2 Contrôle analytique
CHAPITRE V : Première datation U-Pb de la minéralisation cuprifère supergène : cas d’étude dans le district minier de Chuquicamata
V.1 First U-Pb LA-ICP-MS in situ dating of supergene copper mineralization: case study in the Chuquicamata mining district, Atacama Desert, Chile
CHAPITRE VI : Préservation et perturbation du signal chronométrique U-Pb dans les minéraux cuprifères supergènes
VI.1 Understanding the preservation and disruption of U-Pb chronometer in supergene copper minerals from Atacama Desert, northern Chile: U-Pb dating coupled to U-Pb LA-ICP-MS mapping and isotopic in study of chrysocolla and pseudomalachite VI.2 Insights of the timing of supergene copper mineralization in the Gaoua porphyry Cu-Au
district, southwestern of Burkina Faso
VI.3 U-Pb dating of calcite from Tesoro Central exotic copper mineralization: a window into postcrystallization fluid circulation
CHAPITRE VII : Synthèse et discussion
VII.1 Genèse des minéralisations cuprifères supergènes
VII.2 Comportement du chronomètre U-Pb dans la pseudomalachite et la chrysocolle
VII.3 Age de l’altération supergène dans les districts miniers de l’Atacama et du sud-ouest du Burkina Faso
VII.4 Les paramètres géologiques et climatiques contrôlant le chronomètre U-Pb dans les minéralisations cuprifères supergènes
VII.5 Guides d’exploration
CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES
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