Géochronologie U-Pb (ICP-MS)

Cette méthode basée sur la désintégration de ²³⁸U et ²³⁵U en ²⁰⁶Pb et ²⁰⁷Pb respectivement (avec ²³⁸λ= 1,55125.10-10 et ²³⁵ λ = 9,8485.10^-10) permet de dater précisément la mise en place des plutons (tonalite, granodiorite, granite…) à partir des zircons. En effet, les températures nécessaires à la diffusion volumique du plomb hors du réseau critallin du zircon sont supérieures à 900-1000° C (Cherniak et Watson, 2001), c’est à dire au dessus du solidus des magmas TTG et granitiques étudiés lors de ce travail.

III.2.1. Méthodologie et techniques analytiques

Les dispositifs d’ablation laser couplés à un ICP-MS (LA-ICP-MS: Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer) sont apparus au début des années 1990 dans le domaine des Sciences de la Terre. L’intérêt de la méthode réside dans sa capacité à obtenir des microanalyses in situ, avec un coût d’acquisition faible et une grande rapidité d’analyse. L’efficacité du LA-ICP-MS a été vérifiée en particulier dans le domaine de la géochronologie U-Pb, d’abord pour la mesure des rapports isotopiques Pb/Pb (avec une précision de 0.5 à 3 %)(Horn et al.,2000) et plus récemment pour la mesure des rapports Pb/U (avec une précision ≤ 5 %) (Bruguier et al, 2001).

a) Principe général LA-ICP-MS

Le faisceau photonique généré par les atomes excités est dirigé puis focalisé sur la surface de l’échantillon par l’intermédiaire d’un jeu de lentilles (Fig.III.2). L’interaction entre les photons et l’échantillon permet de vaporiser les atomes ou les molécules qui le composent. L’ablation de l’échantillon se produit dans une cellule étanche, sous pression d’argon ou d’hélium, munie d’un hublot transparent à la longueur d’onde du laser. Le contrôle de l’ablation s’effectue en temps réel sur un moniteur à l’aide d’une caméra associée à un microscope optique.

L’aérosol est ensuite transféré depuis la cellule vers l’ICP-MS via un gaz de transport (argon). Les particules contenues dans l’aérosol sont alors ionisées par le plasma de L’ICP. Ces ions sont extraits du plasma par un système de vide différentiel, focalisés, puis séparés dans l’analyseur en fonction de leur rapport masse/charge (m/e). Enfin le détecteur convertit le faisceau ionique en un nombre qui sera traité par informatique pour fournir un résultat en coups par seconde (cps).

Figure III.2 : Dispositif d’ablation laser couplé à un ICP-MS d’après Dhuime (2003). Le faisceau laser est dirigé sur l’échantillon, ce dernier est ablaté dans une cellule étanche sous pression. Une caméra permet de suivre le processus d’ablation en temps réel. L’aérosol résultant de l’ablation est transféré via un gaz de transport en direction du plasma de l’ICP-MS dans lequel les constituants sont ionisés. Depuis le plasma les ions sont extraits, et séparés par l’analyseur en fonction de leur rapport charge/masse.

b) Techniques employées

- Préparation des grains :

Les grains de monazites et de zircons d’âges inconnus ainsi que les standards sont montés au sein d’un plot rempli de résine de type Epoxy puis polis afin d’exposer les parties centrales des cristaux.

- Déroulement d’une procédure :

Une session d’analyse laser commence par un alignement et une optimisation de la machine en mode liquide par l’intermédiaire d’une solution standard contenant 10ppb d’Indium.

Les ablations laser sur zircons ont été conduites en mode « Peak jumping », en mesurant les pics de ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb+Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, ²³²Th et ²³⁸U. Une analyse dure 65 secondes et

commence par une phase de pré-ablation de 15 secondes afin d’éliminer le signal initial et ainsi augmenter la précision. Cette étape est suivie par une phase d’acquisition constituée d’une série de cinq cycles de mesures, l’ensemble de l’analyse durant environ 50 secondes. Nous avons décidé de suivre la procédure décrite ci-dessous, qui représente un bon compromis entre la rapidité d’analyse et la précision des résultats obtenus :

Un blanc de gaz – 2 standards – un blanc de gaz – cinq échantillons – un blanc de gaz – 2 standards – un blanc de gaz.

Les valeurs des blancs de gaz ont été moyennées et soustraites des standards et des échantillons afin de s’affranchir du bruit de fond.

Le calcul des âges à partir des rapports obtenus a été effectué à l’aide du logiciel Isoplot/Ex (Ludwig, 2000)

III.2.2 Principaux problèmes relatifs à l’ablation laser rencontrés en géochronologie U-Pb

Dans le domaine de l’ablation laser, la mesure des rapports Pb/Pb et Pb/U est perturbée par trois problèmes fondamentaux : les interférences, la discrimination de masse et le fractionnement inter-élémentaire. Ces phénomènes en se combinant sont capables de restreindre sérieusement l’exactitude et la précision des mesures (eg. Bruguier et al, 2001). Ces phénomènes sont décrits dans le détail ainsi que les solutions pour les restreindre par Dhuime (2003).

III.3. Géochronologie ⁴⁰Ar/³⁹Ar

III.3.1 Fondements de la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Maluski, 1985 ; McDougall et Harrison, 1999)

La méthode Ar/Ar est une variante de la méthode K/Ar utilisant le potassium, un des éléments les plus abondants de la croûte terrestre. Le potassium possède trois isotopes naturels de masse 39, 40 et 41 en proportions constantes (Steiger et Jäger, 1977).

K 39 19 = 93,2581 % K 40 19 = 0,01167 % K 41 19 = 6,7302 %

De ces trois isotopes seul le ⁴⁰K est radioactif. Il se désintègre essentiellement suivant deux mécanismes: la radioactivité β^- pour donner le ⁴⁰Ca et la capture électronique conduisant à la formation de l’ ⁴⁰Ar.

On exprime la désintégration du ⁴⁰K de la manière suivante:

40K(e^λt-1) = ⁴⁰Ar*+⁴⁰Ca* avec λ = λe + λβ (1)

Les paramètres de désintégration utilisés actuellement ont été calculés par Steiger et Jäger (1977) :

λ = 5,543x10-10a^-1 (⁴⁰K = ⁴⁰Ar+⁴⁰Ca) λe = 0,581x10^-10a^-1 (⁴⁰K = ⁴⁰Ar) λ_β =4,962x10^-10a^-1 (⁴⁰K = ⁴⁰Ca)

Seule la désintégration du ⁴⁰K en ⁴⁰Ar est utilisée en géochronologie. Il faut rappeler que, dans les roches et les minéraux, il existe deux types d’argon (gaz inerte composé à 99,60% de

40Ar) : l’isotope radiogénique issu de la désintégration du ⁴⁰K et l’argon atmosphérique. A partir de la composition de l’atmosphère mesurée (Nier, 1950), on connaît le rapport

40Ar/³⁶Ar = 295,5. Il est donc possible d’évaluer la quantité d’⁴⁰Ar atmosphérique en mesurant le ³⁶Ar présent dans la roche ou le minéral, ceci afin de ne garder pour le calcul de l’âge que l’argon radiogénique.

L’accroissement de la quantité d’⁴⁰Ar* (radiogénique) au cours du temps dans une roche ou minéral s’écrit :

40Ar* + ⁴⁰Ar*( λβ/λe) = 40K (e^{(λe+ λβ)t} – 1 ) (2)

NB: l’argon radiogénique est l’argon total contenu dans la roche ou le minéral moins l’argon initial qui peut être atmosphérique ou pas.

Dans la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar, c’est la mesure du rapport ⁴⁰Ar*/³⁹Ar dans une roche ou un minéral qui remplace celle du ⁴⁰Ar*/K.

L’⁴⁰Ar* est le produit de la désintégration du ⁴⁰K alors que le ³⁹Ar est formé par le bombardement neutronique du ³⁹K (t_1/2 = 269 ans) pendant l’irradiation de l’échantillon dans un réacteur nucléaire par un flux de neutrons rapides. Cette production d’³⁹Ar dépend de la durée de l’irradiation (∆T), de la densité du flux neutronique (φ(ε)) et de la section efficace de capture de l’énergie (σ(ε)).

La production de ³⁹Ar s’écrit:

39ArK = ³⁹K∆T ∫ φ(ε)σ(ε)dε (3)

Le rapport 40Ar*/39Ar se décrit alors en combinant les équations (2) et (3)

( )

( ) ( )^{( 1)} 1 * 39 40 39 40 − ∆             =      

∫

t K e d T e K K Ar Ar _λ

ε

ε

σ

ε

φ

λ

λ

(4)

Afin de simplifier cette dernière équation on introduit un paramètre ‘J’ d’irradiation :

∫

∆             = ₄₀ ( ) ( ) ( ) 39

ε

ε

σ

ε

φ

λ

λ

d T e K K J (5)

L’équation (4) est alors simplifiée en :

J e Ar Ar t K 1 * 39 40 − = λ

La mesure directe du paramètre J selon l’expression (5) est difficile car on ne peut le mesurer directement à cause de la variation du flux de neutrons pendant la durée de l’irradiation et de la variation du spectre d’énergie pendant l’irradiation.

Afin de mesurer ce paramètre dit de ’flux’, on dispose, lors de l’irradiation, de standards dont l’âge est connu et que l’on repartit à intervalles réguliers entre les échantillons à dater. La relation reliant l’âge du standard à J est la suivante (ts = âge du standard) :

      − = K ts Ar Ar e J 39 40 * ) 1 (

La valeur du rapport ⁴⁰Ar*/³⁹Ar mesurée après l’irradiation est fonction de la place du standard dans le porte échantillons qui est irradié. La disposition du standard par rapport au minéraux ou roches datés est primordiale afin de calculer l’âge. La durée de l’irradiation et l’âge du standard sont adaptés à l’âge supposé des échantillons à dater. L’équation utilisée pour le calcul de l’âge est donc la suivante :

              + = K Ar Ar J t ₃₉ 40 * 1 ln 1

λ

Validité et signification des âges :

Afin que l’âge obtenu représente bien l’âge de la roche ou du minéral, le système isotopique doit rester fermé et donc être préservé des pertes (par exemple lors d’un événement thermique tardif ou par altération) ou gains (par exemple excès introduit par des circulations de fluides) d’⁴⁰Ar*. Cet âge n’a également de signification que si la composition de l’argon piégé initialement par le système isotopique au moment de sa fermeture est atmosphérique.

Dans le cas idéal, l’⁴⁰Ar dans un échantillon est soit radiogénique (⁴⁰Ar*) soit atmosphérique (⁴⁰Ar_a), tout l’³⁶Ar est atmosphérique et l’³⁹Ar est exclusivement produit par l’irradiation du

39K. Dans ce cas on peut écrire :

m m K Ar Ar Ar Ar Ar Ar       −       = ₃₉ 36 39 40 39 40 5 . 295 * (m= rapport mesuré)

III.3.2 Protocole expérimental

III.3.2.1. Séparation, irradiation

L’échantillon après avoir été collecté sur le terrain, est scié, broyé et tamisé afin d’obtenir une fraction de granulométrie assez proche de la taille des grains de la roche.

La sélection des minéraux peut s’effectuer directement sous la loupe binoculaire si les grains sont de tailles suffisantes. Une étape de séparation minérale est nécessaire pour les échantillons dont les minéraux sont de taille inférieure à 200 µm. Pour cela on utilise les propriétés magnétiques (séparateur magnétique Frantz), les propriétés morphologiques (table à secousse) des minéraux et dans les cas extrêmes on utilise un séparateur densimétrique. Les minéraux sélectionnés sont alors expédiés pour l’irradiation réalisée dans un réacteur nucléaire de 2 MWH de puissance (McCaster, Canada).

III.3.2.2. Extraction, purification, analyse

L’appareillage utilisé pour la datation des échantillons de Guyane est présenté à la Fig.III.3. Le chauffage de l’échantillon (extraction des gaz) s’est effectué à l’aide d’un laser à tube CO₂ d’une puissance de 50 Watts de marque Universal Laser System produisant une lumière invisible infrarouge. Le faisceau produit est focalisé sur l’échantillon à l’aide de lentilles et de miroirs. L’augmentation progressive de la température de l’échantillon est contrôlée par la puissance du laser et par une caméra vidéo CCD couplée à un moniteur. La puissance du laser est contrôlée par un potentiomètre.

Les échantillons sont placés dans un porte échantillons avec hublot en ZnS. Le gaz extrait des échantillons est analysé à l’aide d’un spectromètre de masse de type MAP 215-50. Avant son introduction dans le spectromètre, le gaz extrait est purifié dans une ligne en verre et inox à l’aide d’un tube en U plongé dans de l’azote liquide (-180°C) et de deux « getters » de marque SAES opérant à 400°C. Le spectromètre est constitué par un aimant et d’une source de type NIER. Le système d’analyse comprend un collecteur (Cage de Faraday) et un système de détection de type Daly couplé à un multiplicateur d’électrons.

L’échantillon, placé dans un porte échantillon sous vide, est chauffé pendant 40 secondes sous l’effet du faisceau laser CO2 focalisé sur sa surface au moyen d’un jeu de lentilles. Sous l’effet de l’augmentation de la température, le gaz contenu dans l’échantillon diffuse dans la section de purification, où il est stocké, isolé de l’échantillon et purifié pendant 5 minutes avec des pièges chauds (getters) et un piège froid pour éliminer le dioxyde de carbone, l’azote

et les autres gaz extraits de l’échantillon ou présents dans la ligne imparfaitement vidée. Le gaz est ensuite introduit dans la section d’analyse (spectromètre de masse MAP 215-50) isolée de la ligne de purification par la fermeture d’une vanne. Le gaz est alors ionisé et les isotopes

36Ar, ³⁷Ar, ³⁸Ar, ³⁹Ar et ⁴⁰Ar sont mesurés après déviation par un champ magnétique sur un multiplicateur d’électrons. Chaque cycle de mesures est répété douze fois et inclut également la mesure du bruit de fond du multiplicateur d’électrons. Les abondances initiales sont estimées par régression au temps zéro des résultats des douze cycles de mesures. Par ailleurs, afin d’évaluer la faible contamination du système analytique, l’ensemble de la procédure est effectuée « à blanc » toutes les trois analyses.

Figure III.3: Schéma du dispositif analytique utilisé pour les datations Ar/Ar. Il est constitué de trois parties : i) le système de chauffage et d’extraction des gaz, ii) la ligne de purification des gaz et iii) le système d’analyse par spectrométrie de masse. D’après Enjolvy, 2004.

III.3.3 Représentation des données

Le chauffage par paliers successifs permet d’analyser le gaz libéré et de donner un âge à chaque étape de température ou fraction d’argon libéré. Pour les datations réalisées sur mono-grain au laser, la température n’est pas connue, mais l’augmentation progressive de celle-ci est indiquée par les changements de couleur du minéral lors de l’augmentation de la puissance du laser. Les résultats sont classiquement présentés sur un diagramme ayant pour ordonnée l’âge apparent et en abscisse le pourcentage d’³⁹Ar dégazé par étape. Cette représentation, en plus de donner un âge sur chaque palier, permet de visualiser la distribution de l’argon dans l’échantillon en relation avec la température appliquée. Ce mode de représentation est défini comme « spectre d’âges » (Fig.III.4).

Lorsqu’au moins 3 étapes de chauffage successives fournissent un âge identique, à la marge d’erreur près (2σ), et que le pourcentage d’³⁹Ar cumulatif libéré de ces étapes correspond au moins à 50% du ³⁹Ar total libéré, on parle d’âge plateau (Dalrymphe & Lanphere, 1974 ;

Fleck et al., 1977). Toutefois cette notion relativement subjective est quelque peu mise à mal depuis quelques années. En effet, avec la diminution des erreurs analytiques et les faibles quantités de matière analysées qui mettent en relief des hétérogénéités isotopiques jusque là insoupçonnées, il est de plus en plus difficile d’obtenir un plateau strict. Par ailleurs, un inconvénient majeur de cette représentation est de minimiser l’importance et la signification du signal fourni par des étapes de chauffage où le dégazage est resté limité. Il convient donc d’être prudent dans l’interprétation des spectres d’âges et des plateaux. En complément, l’âge moyen (ou âge total) de l’échantillon est ajouté sur le diagramme. Cet âge, calculé en considérant l’ensemble de l’argon extrait correspond au résultat que l’on obtiendrait en utilisant la méthode K/Ar classique.

Figure III.4: Représentation des résultats sous la forme d’un spectre d’âges. Dans cet exemple, les 11 étapes d’extraction figurées en noir se recoupent à ± 1s et correspondent à plus de 50% de la totalité du 39Ar extrait. Elles dessinent ainsi un plateau généralement interprété comme reflétant l’âge de l’échantillon.

Un autre graphique représentant les rapports ³⁹ArK/³⁷ArCa et ³⁸ArCl/³⁹ArK en fonction du

39Ar cumulatif libéré, est proposé dans notre étude (Fig. III.5). Les isotopes ³⁷Ar et ³⁸Ar sont en partie produits au cours de l’irradiation, respectivement à partir des isotopes ⁴⁰Ca et ³⁷Cl. L’estimation de leur proportion relative nous permet donc de remonter indirectement à la composition chimique approximative de l’échantillon étudié pour ces deux éléments. Les variations isotopiques illustrées sur ce type de diagramme permettent alors de caractériser l’homogénéité chimique des échantillons, et en particulier d’identifier la présence d’inclusions

minérales au sein du minéral analysé. On peut alors tenter de corréler ces variations de composition chimique avec celle des âges figurant sur le spectre.

Figure III.5: Diagramme 39ArK/37ArCa et 38ArCl/39ArK versus 39Ar, illustrant l’hétérogénéité chimique d’un échantillon.

III.3.4. Fermeture isotopique

Un des avantages de la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar est qu’il est possible, lorsque la minéralogie d’une roche est propice, de dater différents minéraux de cette roche. Les amphiboles, micas, feldspaths potassiques, plagioclases etc… présentent une fermeture isotopique à des températures variables. Ces températures de fermeture sont de l’ordre de 550-650°C pour les amphiboles (Harrison, 1981 ; Dahl, 1996b ; Villa et al., 1996) et 300-350°C pour les biotites (Harrison et al., 1985 ; Dahl, 1996a). Dans des conditions favorables, il est donc possible d’avoir accès à une vitesse de refroidissement entre les températures de fermeture isotopique considérées.

La diffusion de l’argon dans les minéraux silicatés est fonction d’un certain nombre de facteurs aussi bien structurels que chimiques. Nous ne parlerons ici que des facteurs connus ayant une influence sur la température de fermeture (Tc) (K/Ar) dans les amphiboles ( Harrison, 1981 ; Berry et McDougall, 1986 ; Onstott et Peacock, 1987 ; Dahl, 1996b) et les micas (Harrison et al., 1985).

• les différents facteurs ayant une influence sur la Tc des amphiboles sont les suivants: - Le « Mg ratio »; d’après Dahl (1996b), une variation de Mg# entre 0 et 100 peut entrainer une variation de 60° +/- 10° sur la Tc;

- L’encombrement du site A.

- La quantité de molécules Al-Tchermack. - La variation de Fe³⁺#.

- La vitesse de refroidissement : une diminution de la vitesse de refroidissement est corrélée avec une augmentation de la diffusion de l’argon (voir formule de Dodson pour la Tc).

- La porosité ionique (Z) variable dans les amphiboles (Dahl, 1996b).

Au total, la température de fermeture peut dépasser les 600°C pour une pargasite et être de l’ordre de 400°C pour une amphibole de type actinote (voir tableau de Dahl, 1996b). Il faut aussi tenir compte de la taille des minéraux (voir formule Dodson).

• les différents facteurs influençant la Tc des micas:

- Le « Fe ratio » : une augmentation de la quantité de Fe dans le minéral augmente la vitesse de diffusion de l’argon.

- La vitesse de refroidissement : une diminution de la vitesse de refroidissement est corrélée avec une augmentation de la diffusion de l’argon.

Chapitre IV

Caractérisation du eo-transamazonien

“Geological, geochemical and geochronological (U-Pb,

Ar-Ar) constraints on the 2.3-2.1 Ga crustal growth:

Evidence from the “Ile de Cayenne” early

Palaeoproterozoic domain (French Guiana)”.

IV. Présentation et résumé de l’article soumis à “Precambrian Research” : “Geological,

Dans le document Processus d'accrétion crustale et régimes thermiques dans le bouclier des Guyanes : signatures géochimiques et thermochronologiques au transamazonien (2250-1950Ma) (Page 62-76)