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La géologie des Andes et du désert d’Atacama
Géologie des Andes
La cordillère des Andes est la plus longue chaine de montagnes à la surface de la Terre, s’étirant sur environ 7000 Km sur toute la longueur de la plaque continentale sud-américaine, depuis le Venezuela au nord, jusqu’à la Patagonie chilienne au sud. Elle résulte de la subduction de la microplaque océanique Nazca sous la plaque continentale sud-américaine (Fig. I.1.A), entrainant de fait une importante activité sismique tout le long de cette frange E-SE de la Ceinture de Feu du Pacifique. L’histoire de cette subduction commence dès la dislocation de Rodinia à la fin du Néoprotérozoique (800-700 Ma ; Dalziel, 1997). Cette dislocation a entrainé la formation de l’Océan Iapetus, i.e. le protoPacifique. Dès le Phanérozoïque (~ 570 Ma), ce proto-océan pacifique a commencé une subduction sous la marge occidentale du Gondwana jusqu’au Trias moyen (Pankhurst et al., 1998; Chew et al., 2007), entrainant la formation d’un arc magmatique d’âge Paléozoïque depuis le Venezuela jusqu’au Chili. Au Mésozoïque, la dislocation de la Pangée suite à l’ouverture de l’Océan Atlantique a entrainé une subduction continue de la plaque océanique Nazca sous le continent sud-américain depuis le Jurassique jusqu’à l’actuel .
La cordillère des Andes est subdivisée en 3 zones physiographiques, tectonomagmatiques et métallogéniques (Fig. I.1B; Sillitoe, 1974; Sempere et al., 2002) : i) les Andes du Nord entre 10°N et 5°S, comprenant le Venezuela, la Colombie, et l’Equateur ii) les Andes Centrales, les plus importantes, entre 5°S et 35°S regroupant le Pérou, le Chili, la Bolivie et l’Argentine et iii) les Andes du Sud, de 35°S à 55°S, incluant le Chili et l’Argentine et les Andes patagoniennes. Les Andes Centrales constituent le segment le plus important autant d’un point de vue physiographique que métallogénique. Cette dernière peut être divisée en trois sections : 1) la partie nord des Andes Centrales, au Pérou, entre 10°S et 13°S 2) l’Orocline Bolivien ou partie centrale, entre 13°S et 28°S, entre le Pérou, la Bolivie et le nord du Chili et 3) le sud des Andes centrales, entre le Chili et l’Argentine (Sempere et al., 2002). De ces 3 segments, les Andes Centrales contiennent la majorité des gisements de Cu, situés majoritairement dans sa section centrale.
Cinq époques métallogéniques, correspondant à 5 ceintures cuprifères ont donné aux Andes, et plus particulièrement aux Andes Centrales, leurs richesses en Cu et métaux associés (Sillitoe, 1992). Elles s’étalent depuis la fin du Paléozoïque jusqu’à la fin du Pliocène avec un intérêt économique devenant croissant depuis les ceintures séniles vers les ceintures les plus récentes.
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.
Du Jurassique au début du Crétacé, la subduction de la plaque Nazca sous le continent sudaméricain a permis la surrection de la cordillère côtière, du sud du Pérou au nord du Chili (Sillitoe et al., 1982). Le magmatisme de cet arc s’est produit dans des conditions extensionnelles à transtensionnelles favorisant la formation de bassins arrière-arc et intra-arc (Mpodozis and Ramos, 1989b; Boric et al., 1990). Ce magmatisme comprend des roches plutoniques et volcaniques encaissées dans un socle Paléozoïque et des coulées basaltiques à andésitiques encaissées dans les bassins intra- et arrière arcs. Ces conditions extensionnelles et transtensionnelles se sont terminées à la limite CrétacéTertiaire lors de l’inversion tectonique des bassins sous l’effet d’une déformation compressive (Mpodozis and Cornejo, 2012). Les minéralisations cuprifères comprennent une variété de dépôts avec, au nord du Chili, la formation de porphyres cuprifères sub-économiques, de gisements de type IOCG (Iron Oxide Copper Gold) et des gisements stratiformes de cuivre de type « manto type », encaissés dans des formations sédimentaires à volcano-sédimentaires (Sillitoe, 2003; Kojima et al., 2009). Le magmatisme Paléocène-Eocène se rencontre à l’est de la Dépression Centrale. Les données structurales et géochimiques indiquent une contrainte tectonique neutre à légèrement extensionnelle présente au dessus d’une subduction abrupte et d’une croûte amincie (Sillitoe and Perelló, 2005). Le magmatisme s’est accompagné de la mise en place d’une ceinture cuprifère du sud du Pérou au nord du Chili avec des gisements d’importance économique tels Cerro Colorado, Spence et Lomas Bayas dans le désert d’Atacama chilien (Rowland and Clark, 2001; Bouzari and Clark, 2002). Ce magmatisme est de type calco-alcalin, avec des roches andésitiques à rhyolitiques encaissées dans des roches tardiCrétacé à Paléocène. Ces porphyres ont subi plus tard (~ 44 Ma) un enrichissement supergène favorisant la formation d’horizons d’oxydes de cuivre et de sulfures secondaires de cuivre (Bouzari and Clark, 2002).
Le magmatisme Eocène-Oligocène corrèle parfaitement avec la phase tectonique Incaïque (45- 33 Ma ; Maksaev and Zentilli, 1988; Mpodozis and Perelló, 2003; Sillitoe and Perelló, 2005). Durant cette période, la courbure de la marge continentale a généré l’Orocline bolivienne et la formation du système de failles de Domeyko (Maksaev and Zentilli, 1988; Boric et al., 1990; Maksaev, 1990). Le système de failles de Domeyko (Domeyko Fault Zone, DFZ), né de l’orogenèse Incaïque, est une zone de déformation s’étirant sur plus de 1000 km de long (Maksaev, 1990), parallèle à l’orogène et composée de plis, de failles inverses, normales et décrochantes, s’étendant le long de la précordillère entre 20°S et 28°S (Fig. I.3). Pour certains auteurs (Boric et al., 1990; Maksaev, 1990), le jeu des failles et plis a commencé au Crétacé tardif, lors de l’inversion des failles normales héritées de l’extension arrière-arc Mésozoïque. Pour d’autres (Scheuber and Reutter, 1992; Mpodozis et al., 2005), les bassins arrière-arc andins ont d’abord été inversés pour former une proto-cordillère puis une impulsion lors de l’orogenèse Incaïque a finalisé leur structuration actuelle. Les données traces de fission sur apatite (AFT) montrent que la Précordillère a été exhumée entre 42 et 30 Ma (Maksaev and Zentilli, 1999) en lien avec le soulèvement tectonique Inca et une érosion dont les produits se sont accumulés dans les bassins syntectoniques, e.g. la Dépression Centrale à l’ouest et les Salars à l’est. Les dépôts cuprifères de l’Eocène moyen à Oligocène sont majoritairement constitués de porphyres cuprifères à ± Au-AgMo. Ces porphyres cuprifères se sont mis en place de manière contemporaine au magmatisme lié à l’orogenèse Incaïque, lors de la formation de l’Orocline bolivien (Fig. I.3; Sillitoe and Perelló, 2005). Si la moitié des porphyres cuprifères s’est mise en place le long de la DFZ, le contrôle structural des porphyres est diversifié et attribué à l’évolution des conditions tectoniques le long des différents segments annexes du système de failles de Domeyko durant les 10 Ma qu’a duré la tectonique Incaïque (Camus, 2003; Mpodozis and Cornejo, 2012). La ceinture de cuivre Eocène-Oligocène s’étend depuis le sud du Pérou (13°S) jusqu’au nord du Chili (30°S) sur environ ~ 2500 Km de long. Elle contient la plus large concentration de Cu au monde, exclusivement sous la forme de porphyres cuprifères, avec la grande majorité des gisements situés dans le désert d’Atacama chilien. En plus des minéralisations sulfurées primaires, l’altération supergène a donné à ces porphyres leur énorme importance économique (Sillitoe and McKee, 1996; Sillitoe, 2005). La signature géochimique de ces porphyres est calcoalcaline, évoluant d’un stade mafique à un stade felsique, avec un ratio Fe2O3/FeO élevé, indiquant une fusion oxydée et un magma de type-I (Ishihara, 1980; Ishihara, 1981; Ishihara et al., 1984), riche en eau.
Depuis 30 Ma jusqu’à l’actuel, la migration de l’arc magmatique vers l’est, en lien avec la subduction, a achevé la formation de la Précordillère et le magmatisme Eocène-Oligocène. S’en est suivi la surrection de la ceinture Miocène à Pliocène précoce, principalement présente au nord et au sud des Andes Centrales.
Le tectonomagmatisme Miocène à Pliocène-précoce des Andes Centrales s’étend depuis le nord du Pérou jusqu’au centre du Chili et de l’Argentine (région de Santiago et de Mendoza). Au Chili, cette chaine s’étend sur environ 400 Km, dans une zone de transition entre une zone à subduction plate (pampa chilienne) et une zone de subduction plus abrupte sous le Chili (Camus, 2003; Sillitoe and Perelló, 2005). Au nord du Chili, dans le désert d’Atacama, le magmatisme Miocène à Pliocène précoce est représenté uniquement par un volcanisme ignimbritique et des coulées de lave. Aucun porphyre cuprifère lié à cet évènement magmatique n’a été encore identifié. Cependant, au centre du Chili, entre 32°S et 35°S, le magmatisme est accompagné par la formation de porphyres cuprifères suivant 3 principaux stades : i) la mise en place de coulées mafiques et de roches volcanoclastiques hébergées dans des bassins en extension durant le Miocène précoce (Kay et al., 1999) ii) la mise en place de coulées andésitiques et dacitiques d’âge Miocène intrudées par des corps plutoniques et iii) la formation des porphyres cuprifères entre 7 et 4 Ma (Sillitoe and Perelló, 2005). Un épaississement et un raccourcissement crustal dû à un SLAB plat ont causé le soulèvement et la rapide exhumation des roches (3 km/m.y. ; Kurtz et al., 1997). Les produits de l’érosion se sont ensuite déposés dans les bassins en aval. Trois grands gisements porphyriques sont reconnus dans la région, Los Pelambres, Río BlancoLos Bronces et El Teniente (Camus, 2003; Maksaev et al., 2004; Cooke et al., 2005). Le magmatisme est de type-I, calco alcalin, très évolué (riche en SiO2 et K2O), avec un ratio Fe2O3/FeO indiquant un fort degré d’oxydation (Garrido et al., 2002). Contrairement aux chaines Paléocène-Eocène et EocèneOligocène, les profils complets d’altération supergène sont quasi-absents dans la ceinture MiocènePliocène (Sillitoe, 2005) même si certains dépôts montrent des horizons riches en chalcocite supergène (e.g. Los Pelambres, El Teniente, Rio Blanco ; Sillitoe and Perelló, 2005). Ceci est à mettre aux crédits des faibles teneurs en pyrite et à leur âge de mise en place très récent malgré des apports d’eau plus importants. Cependant, d’après Sillitoe (2005), l’altération supergène semble s’être mise en place durant les 3 derniers millions d’années et serait toujours active.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
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 MésozoïqueCénozoïque
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
CONCLUSION GENERALE
