u PDF - SIST

- mon père Alpha SAGNA (Bignona) 

- mon oncle Soryba DlEDHIOU (Ziguinchor) 

- mes frères et sœurs (au Sénégal) 

Je dédie cette thèse à: 

- mon cousin Lamine DIEDHIOU dit "Gango" (Dakar) 

- mon ami Abdou GOUDIABY (à Sevran Beaudotes, Paris) 

- et enfin à Banna DJIBA (Dakar)

Remerciements ", 

Au terme de mes études de géochimie fondamentale à l'I.P.G. de Paris et 

de géochronologie à l'1.P.G. de Strasbourg, j'adresse mes remerciements: 

- au Professeur Claude ALLEGRE (I.P.G. de Paris) qui m'a accueilli dans 

son laboratoire et permis de réaliser la première partie de ce travail. Mon 

séjour de trois ans dans son laboratoire a été déterminant pour l'orientation 

de mes recherches, je lui suis reconnaissant pour son enseignement et ses 

services. 

- au Physicien Thomas STAUDACHER pour m'avoir appris, dans ce 

laboratoire, à utiliser le spectromètre de masse à gaz et à mener le travail de 

recherche. Notre amitié et la disponibilité qu'il a accordée pour me donner 

des conseils et des enseignements ont été d'un grand intérêt pour moi. 

- à mon ami Philippe SARDA qui m'a beaucoup appris la géochimie et 

l'informatique; de plus, c'est lui qui a ramené les échantillons d'une mission 

sur un navire océanographique soviétique, 1'

Mon ami René BOUTIN (I.P.G. de Strasbourg) trouvera dans ce mémoire 

ma reconnaissance pour son concours sur le plan informatique et de façon 

générale. 

Ce serait l'occasion pour moi de dire ma reconnaissance au Physicien 

Bernard DUPRE (I.P.G. de Paris) qui m'a apporté un grand soutien lors de mon 

séjour dans ce centre. 

Je tiens à exprimer ma gratitude à tout le personnel de l'Institut de 

Physique du Globe de Strasbourg qui m'a beaucoup soutenu et l'équipe de 

l'Institut de Géologie de Strasbourg (R. ROUAULT, J. SAMUEL, I. BALOUKA, P. 

STAUB et Y. BESNUS) pour m'avoir aider à mesurer le potassium avec le 

spectrophotomètre de flamme de leur laboratoire. 

Je n'oublierai pas Roland GROHENS, ]. D. TISSOT et Raymond JOCHEM 

pour leurs services. 

A mes amis Cheikh faty FAYE, Charlemagne SAGNA, Boucar DIOUF, 

Cheikh Ousmane BADJI, Famara SAGNA et Moustapha COLY, Gaya 

MAIZOUMBOU, Joaquim BOAVIDA, Béatrice KRESS, Marianne LEFFTZ, Jean 

Michel NAFZIGER, Myriam BOUR, Ruben UNDO, Astrid SANDOVAL, Humberto 

FUENZALIDA, LUIS RIVERA, Miguel RODRIGUEZ, Valérie MAUPIN et tous ceux 

qui n'ont pas été cités dans ce mémoire qui m'ont plus ou moins aidé et 

apporté un soutien moral, je leur en suis reconnaissant. 

Je témoigne ma reconnaissance à tous mes enseignants de la faculté 

des sciences de l'université de DAKAR (au Sénégal), le Professeur Djibril 

FALL, le Professeur Libasse DIOP, le Professur Sina Christian DIATTA, le 

Professeur Souleymane NIANG, le Professeur Mansour Kane. 

Un grand hommage au Professeur Cheikh Anta DIOP qui m'a envoyé en 

formation en France sans qui je ne pourrais pas entreprendre de telles 

études. Que la terre lui soit légère.

Résumé 

Cette étude aborde les deux facettes des horloges géologiques liées aux gaz rares, le traçage 

géochimique et la chronométrie. 

Les gaz rares extraits de basaltes dragués sur la dorsale média-atlantique entre 12° cl 16° N 

se caractérisent par de fortes variations du rapport 40A/3 6 A qui va de 350 à 28150. Ce fait 

est interprété comme le résultat d'une contamination par l'eau de mer. Un basalte 

vésiculeux, connu sous le nom de "popping rock" a un rapport 4He/ 40 A* de 2,08, très près 

de ce qui est admis pour le manteau supérieur (1,8). Les rapports 4He/ 3 He au voisinage de 

14° N sont plus élevés que la valeur moyenne des basaltes de dorsales, 100000 au lieu de 

86000. Le couplage de ces rapports avec les rapports 87 Sr/ 8 6 Sr et Nb/Zr suggère l'existence 

d'un panache sous la ride qui serait issu d'une source mantellaire riche en éléments 

incompatibles. Il est spéculé qu'elle se situerait à la limite manteau supérieur-manteau 

inférieur, son enrichissement en éléments incompatibles résultant de la présence de 

croûte océanique et notamment de sédiments subduits. 

Les datations K-A classique complétées par une étude 40 A/3 9 A avec dégazage par palier6' 

sur des roches métamorphiques de haute pression de la chaîne Caraïbe du Vénézuela 

soulignent, sur mica, l'importance du rejeu de failles coulissantes au Tertiaire. Ces 

mouvements qui ne sont pas accompagnés de recristallisations notoires surviennent à 55 

Ma dans l'île de Margarita, à 30 Ma à Cabo Codera et vers 20 Ma à Todasana. 

En revanche. les résultats sur amphibole pour les mêmes roches se révèlent décevants en 

raison de l'existence d'excès d'argon. Néanmoins il est proposé un âge maximum de 97 Ma 

pour certains faciès haute pression.

Abstract 

The present study deals with the two aspects of the geochronological clocks involving 

noble gases, geochemical tracing and geochemistry. 

Rare gases extracted from basalts dredged on the Mid Atlantic Ridge between 12° and 16° N 

are characterized by spectacular variation of 40A/36A ratios that range from 350 to 28150. 

This feature is interpreted as resulting from sea water contamination. A vesicular basait, 

known as popping rock, displays a 4He/ 40 A* ratio of 2.08, in the close vicinity of what is 

admitted for the upper mantle (1.8). 4He/3 He ratios from samples dredged near 14° N arc 

higher than those of average mid-oceanic ridge basalts, 100000 instead of 86000. The 

coupling of these ratios with 87Sr/86Sr and Nb/Zr ratios suggests the existence of a mamie 

plume beneath the mid-atlantic ridge, which originates from a mantle source rich in 

incompatible elements. It is speculated that it would be situated at the boundary upper 

lower mantle. The enrichment in incompatible elements would result from the occurrence 

of oceanic crust and most particulary of subducted sediments. 

Conventional K-Ar dating along with 40Ar/39Ar deterrninations by the stepwise heating 

technic on high-pressure metamorphic rocks from the Caribbean belt of Venezuela 

emphasizes. on mica, the importance of shear heating that accompanied crustal faulting in 

the Tertiary. These motions, which are not featured by significant recrystallizations 

occurred at 55 Ma in Margarita Island. at 30 Ma in Cabo Codera and at 20 Ma in Todasana. In 

contrast, amphibole ages turned out to be disappointing because of excess argon. 

Nevertheless, a maximum age of 97 Ma is proposed for sorne high pressure parageneses.

3b- La contribution due au potassium 217 

4- RAPPORTS ISOTOPIQUffi AVANT LES PROCEDURES DE CALCUL 

DE L'AGE APPARENT 218 

5- CALCUL DE L'AGE APPARENT 219 

Sa -Correction de la contribution atmosphérique 219 

Sb -Correction due au polassium 220 

Sc- Calcul de l'âge apparent.. 220 

B- CALCUL D'ERREURS 222 

1- ERREURS DUES A LA DISCRIMINATION DE MASSE. 222 

2- ERREURS DUE AUX INTERFERENCES ISOTOPIQUES D'ORIGINE 

NUCLEAIRE 223 

2a - Le Calcium 223 

2b- Le Potassium 225 

3- EN RECAPITULATIF 225 

4- ERREUR SUR L'AGE APPARENL 227 

4a -Erreur due à la correction atmosphérique 2L7 

4b- Erreur sur l'âge 228 

ANNEXE 4 230 

BIBLIOGRAPHIE 231

Titre de la thèse 

Deux applications des gaz rares en géochimie: 

1) Géochimie des gaz rares de la dorsale médio-atlantique entre 12" et 16° N. 

2) Datation potassium-argon et argon 4ü-argon 39 de roches métamorphiques 

de la chaîne caraïbe du Vénézuela. 

1

2 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1 

1

Introduction générale 

Toute horloge géologique quantitative a pour résultat de modifier la 

composition isotopique des éléments qui y sont impliqués. Ainsi les 

abondances relatives des isotopes du strontium (horloge Rb-Sr), du plomb 

(horloges U-Th-Pb) etc.. évoluent au cours des temps géologiques. On a donc 

à la fois un traceur et un chronomètre. Ce sont ces deux aspects que j'ai 

abordés dans ma thèse avec les gaz rares. Ce travail comprend deux parties 

bien distinctes: la première réalisée au laboratoire de Géochimie et 

Cosmochimie de l'Institut de Physique du Globe de Paris a trait à des 

déterminations de compositions isotopiques d'hélium, d'argon et de xénon sur 

des échantillons de basaltes provenant de la ride médio-atlantique. Son but 

est d'éclairer la structure et l'histoire du manteau terrestre. La seconde, faite 

au laboratoire de Géochimie de l'Ecole et Observatoire de Physique du Globe de 

Strasbourg, a cherché à établir la chronologie des événements 

métamorphiques et tectoniques de la chaîne Caraïbe du Vénézuela à l'aide des 

méthodes potassium-argon (K-A) et argon 4ü-argon 39 (40A-39A). Ces deux 

points seront successivement développés. 

3

PREMIERE PARTIE DE LA THESE 

Titre du sujet: 

Géochimie des gaz rares de la dorsale média-atlantique entre 12° et 16°N 

5

Chapitre 1 INTRODUCTION 

Les traceurs isotopiques issus de la radioactivité naturelle permettent 

de quantifier certains phénomènes globaux liés à la dynamique mantellique 

comme la formation des continents ou de J'atmosphère. On peut appréhender 

le manteau grâce aux basaltes et aux péridotites remontées tectoniquement à 

la surface des continents. Parmi les basaltes, ceux du domaine océanique, qui 

ne sont pas contaminés par la croûte continentale, conservent dans la 

plupart des cas les signatures géochimiques du manteau profond et 

notamment les rapports isotopiques [Faure et Hurley, 1963; Gast, 1967]. 

Dans un premier temps, j'examinerai l'apport des isotopes du plomb (Pb), du 

néodyme (Nd) et du strontium (Sr) à la connaissance de la structure et de 

l'évolution du manteau. Je détaillerai ensuite le cas des gaz rares dont 

l'utilisation en tant que traceur géochimique est relativement récente. Enfin 

je définirai, plus spécifiquement, l'objet de cette étude qui est une œuvre 

commune ayant donné lieu à une publication (Staudacher et al., 1989a). 

A- LES TRACEURS ISOTOPIQUES: PLOMB, NEODYME, STRONTIUM. 

Même en milieu océanique l'utilisation des isotopes du strontium, du 

néodyme ou du plomb est délicate. L'eau de mer, en effet, peut affecter la 

signature isotopique originelle [Dasch et al., 1973; J-Jart et al., 1974]. Cette 

réserve concerne surtout le strontium et les alcalins, les teneurs en plomb et 

néodyme de l'eau de mer étant extrêmement faibles. Lors de la fusion 

partielle des roches, ces traceurs (Pb, Sr, Nd) préfèrent la phase liquide à la 

phase solide [Treuil (1973)]. Pour cette raison ils sont appelés éléments 

incompatibles ou hygromagmatophiles. 

1-a Les principes des traceurs, Néodyme et Stron tium 

Le strontium naturel possède quatre isotopes, 88, 87, 86, 84 dont l'un, le 

strontium 87, est en partie radiogénique provenant de la désintégration W du 

rubidium 87 (87Rb). L'équation chronométrique est: 

(87S r /86S r h;=(87Sr /86S r )0+ (87Rb/86Sr)(èL 1) 

(87Sr/86Sr )O et t désignent respectivement le rapport isotopique du Sr à 

l'instant initial et le temps écoulé depuis la fermeture du système; 

(87Sr /86Sr h désigne le rapport isotopique du Sr du système; (la constante de 

7

décroissance f... et la période T1/2 du 87Rb sont: f... '" 1,42.10- 11 an- 1 et TII2 = 

In2//'" = 4,88.10 10 ans (Steiger et jager, 1977). 

La géochimie du néodyme nous apprend que cet élément a sept isotopes 

stables, 142, 143, 144, 145, 146, 148, 150 dont deux isotopes partiellement 

radiogéniques, l'isotope 142, issu de la décroissance du samarium 146 de 

période 1,08.108 ans et l'isotoBe 143 provenant de la désintégration a du 

samarium 147 de période 1,06.1011 ans; le 146Sm est éteint rendant la datation 

146Sm_142Nd impossible. Une même équation que la précédente peut être 

écrite pour le couple 147Sm (samarium)_143Nd(néodyme): 

(143Ndl144Ndh:; = (143Ndl144Nd)O + (147Sm /144Nd)(è t - 1) 

f... = 6,54.10- 12 an- 1 et TI12 = 1,06.10 11 ans (Lugmair et Marti, 1978). 

La décroissance du 87 Rb (ou du 147Sm) en 87Sr a pour effet d'augmenter le 

rapport 87Sr/86Sr (ou 143 Ndll44Nd). 

La longue période du chronomètre radioactif, le samarium 147, engendre des 

variations extrêmement faibles des rapports isotopiques du Nd. Pour cette 

raison De Paolo et Wasserburg (1976a) introduisent le paramètre epsilon (f) 

pour le Nd; il est défini comme: 

ENd = [( 143 NdI 144Nd)échant/ICHUR - 1].10 4 

avec ICHUR = (143Ndl l44 Nd)CHUR = 0,512638 (CHUR = Chondritic Uniform 

Reservoir qui signifie réservoir uniforme chondritique)[De Paolo et 

Wasserburg, 1976a]. Pour des raisons de conformité d'écriture, ESr pour le 

strontium a été défini de la même manière. Ces auteurs supposent que le 

système croûte continentale-manteau a globalement des rapports Sm/Nd et 

Rb/Sr chondritiques (ENd=Oet ESr =0); connaissant grâce aux météorites à la 

fois le rapport (143Ndl l44 Ndhnitial et le rapport (Sm/Nd) du manteau ils 

tracent une droite d'évolution pour un système croûte-manteau qui n'aurait 

pas subi la moindre différenciation. Des valeurs positives de ENd (ce qui 

correspond à des valeurs négatives de ESr) impliquent que le Nd provient des 

sources dites appauvries [c'est à dire à rapport (terres rares lourdes)/(terres 

rares légères) élevé] à rapport Sm/Nd plus élevé que CHUR, tandis que des 

valeurs négatives de ENd(ce qui correspond à des valeurs positives de ESr) 

supposent des sources "enrichies" par rapport à CHUR, à rapport Sm/Nd plus 

bas que ce dernier. 

1-b Les principes (exemple du plom b) 

Le plomb (Pb) a quatre isotopes stables 204,206,207,208 dont trois sont 

partiellement radiogéniques: 206,207,208. Ils proviennent respectivement de 

8

la chaîne de désintégration de l'uranium 238 (238U), l'uranium 235 (235U) et 

du thorium 232 (232Th). D'une façon similaire aux traceurs précédents, 

l'équation chronométrique du Pb dans un système (L) clos à l'uranium, 

thorium et au plomb peut être exprimée sous la forme de trois équations: 

(206Pb/204Pbh = (206Pb/204Pb)0+ (238U/204Pb)(è8L 1) 

(207Pb/204Pbh = (207Pb/204Pb)0+ (235U/204Pb)(è S L 1) 

(208Pb/204Pb h = (208Pb/204Pb)0 + (232Thl204Pb)(è 2 L 1) 

[U"8 = 1,551.10-10 an-l, T1I2 =4,469.109 ans) et (1,,5 = 9,849.10-10 an-l, T1I2 = 

0,704.109 ans): jaffrey et al., 1971]; (11.2 = 4,948.10-11 an- 1 et T1I2 = 14,01.10 9 

ans: Le Roux et Glendenin, 1963]. 

Le plomb contrairement au Sr et au Nd, présente d'importantes variations des 

rapports isotopiques; elles dépendent d'une part de la période de l'uranium ou 

du thorium (ces périodes sont moins longues que celles du Rb et du Sm), 

d'autre part des rapports 238U/204Pb, 235U/204Pb ou 232Thl204Pb. Ces 

variations favorisent la distinction des différents composants. Le rapport 

chimique (238U,235U)/204Pb (ou 232Thl204Pb) élevé implique une zone 

riche en U (ou Th ) ou une zone pauvre en Pb. En revanche, le rapport 

chimique (235U,238U)/204Pb (ou 232Thl204Pb) bas suppose une zone riche 

en Pb, ou pauvre en U (ou Th). 

2 - a L'apport des traceurs, Néodyme et Stron tium à 1a 

connaissance du manteau 

Une étude systématique de la corrélation 143Nd/144Nd-87Sr/86Sr pour 

les basaltes des dorsales médio-océaniques (M.O.R.B. venant de l'expression 

anglaise, Mid Oceanic Ridge Basalts) et des îles océaniques (O.l.B. venant de 

Oceanic Island Basalts) met en évidence deux populations, les MORE et les OIE 

(fig. 1). Ble montre, d'une part, de bas rapports 87Sr /86Sr et de hauts 

rapports 143Nd/144Nd (ENd> 0) pour des MORE, et d'autre part, de hauts 

rapports 87Sr /86Sr et de bas rapports 143Ndll44Nd (ENd

Pour certains auteurs le manteau inférieur constituerait un réservoir 

primitif [Tatsumoto et al., 1965; Jacobsen et Wasserburg, 1979; Wasserburg et 

De Paolo, 1979;0' Nions et al., 1979;Allègre et al., 1980] 

Le modèle mentionné ci-dessus a été appelé "modèle géochimique standard" 

par Hofmann (1984). Il est controversé, notamment par les géophysiciens 

(Sleep, 1974; Davies, 1981), qui lui opposent un modèle du manteau à une seule 

couche avec des hétérogénéités chimiques ponctuelles. 

Dans un diagramme ENd en fonction de ESr, les basaltes océaniques (MORB+ 

OIE) définissent un allongement assimilable à une droite appelée "mantle 

array". Cependant certaines îles océaniques (Hawaï, les Açores, St-Hélène, 

Kerguélen, Sao Miguel,... ) dévient de la tendance linéaire du "mantIe array". 

L'existence de telles exceptions suscite l'idée d'abandonner la tendance 

linéaire pour étendre le "mantle array" à une large bande de données où 

plusieurs groupes individuels définissent des directions différentes [White et 

Hofmann (1982), White (1985)]. Les déviations de ces îles océaniques par 

rapport au "mantle array" ne peuvent s'expliquer par un modèle de mélange 

binaire comme celui proposé par De Paolo et Wasserburg (1979). 

Des ENd et ESr de basaltes, océaniques, d'arcs insulaires, de granitoide et de la 

terre moyenne sont reportés à la figure 2. Il apparaît deux pôles de part et 

'? 

d'autre de la terre moyenne; l'un correspond aux MORB, l'autre, de valeurs 

143Ndll44Nd très basses et 87Sr /86Sr très élevées, à la croûte continentale. La 

croûte continentale représenterait donc le réservoir complémentaire du 

manteau "appauvri", source des MORB [De Paolo et Wasserburg (1976b), 

Jacobsen et Wasserburg (1979), Allègre et al. (1979), 0' Nions et al. (1979), 

Allègre (1982)]. Les basaltes se situant entre les deux pôles résulteraient du 

mélange à des degrés variés des MORB et de la croûte continentale recyclée 

[Hawkesworth et al. (1979), White et Hofmann (1982), Zindler et al. (1982)]. 

Cette explication ne rend pas compte des roches de St-Hélène, à gauche du 

"mantle array"; il est probable que des granulites et d'autres roches crustales 

profondes continentales aient contribué à la formation du magma des roches 

de St-Hélène [De Paolo et Wasserburg, 1979]; ces roches ont de bas rapports 

87Sr /86Sr et 143Ndl l44Nd. 

Si le manteau, sur la base du Nd et du Sr, ne représente pas un ensemble 

uniforme, voyons ce qu'il donne avec les données du plomb. 

Il

2-b L'apport du plomb à la connaissance du man tea u 

Les données des rapports isotopiques du plomb des roches océaniques 

présentent des tendances linéaires sur les diagrammes Pb-Pb (fig. 3 a, b); les 

basaltes des îles océaniques tombent dans le domaine le plus radiogénique. 

Dupré et Allègre (1980) et Cohen et al. (1980) démontrent que les variations 

isotopiques du plomb des MORE (incluant les océans Pacifique, Atlantique, et 

Indien) se corrèlent de façon positive avec celles du Sr (fig. 4) et du Nd 

(fig.5); par contre, ce n'est pas le cas des basaltes des îles océaniques qui 

définissent des domaines différents de ceux définis par les MORB dans les 

diagrammes Pb-Pb (fig. 3 a, b) ou Pb-Sr (fig. 4). Ceci contraste avec le 

diagramme Sr-Nd, qui montre une continuité entre des MORE et des OIB. 

Vidal et Dosso (1978), Dupré et Allègre (1980), Allègre et al. (1980, 1982), 

Allègre (1982) estiment que dans le cas du système clos croûte continentale 

manteau la composition isotopique du plomb de la terre moyenne devrait être 

sur la géochrone dans un diagramme Pb-Pb (la géochrone est définie par des 

systèmes ayant évolué en milieu clos depuis le début du système solaire). Les 

valeurs du Plomb supposées planétaires dérivées de la corrélation Sr-Pb 

(avec la valeur planétaire de 0,70475 pour le 87Sr /86Sr ) indiquent un 

comportement en système ouvert. Ces auteurs émettent l'hypothèse d'un 

transfert de Pb du manteau vers le noyau sous forme d'une phase sulfure au 

cours des premiers temps géologiques, amenant une augmentation dans le 

manteau des rapports V/Pb et Th/Pb. Les éléments U, Th n'auraient pas été 

affectés par ce processus; à cette époque la convection du manteau était 

probablement entière et la vitesse de ségrégation du noyau très élevée. Un tel 

processus serait à l'origine du déplacement des isotopes du Pb à droite de la 

géochrone (plomb de type J). La formation de la croûte continentale, qui est 

un phénomène continu, postérieur à cet évènement, extrait U, Th plus 

efficacement que le plomb du manteau [Treuil (1973), Vidal et Dosso (1978), 

Dupré et Allègre (1980), Allègre (1982)). Cette extraction de la croûte 

expliquerait la corrélation Sr-Pb (fig. 4) ou Nd-Pb des MORE (fig. 5), et leur 

composition isotopique en Pb de type J (légèrement à droite de la géochrone). 

L'ensemble de ces données sur les basaltes océaniques conduit plusieurs 

auteurs à proposer un modèle à deux couches pour le manteau; un manteau 

supérieur, isotopiquement cohérent mais inhomogène (par exemple les 

données de l'Atlantique et du Pacifique sont distinctes de celles des basaltes de 

l'océan Indien) [Dupré et Allègre, 1980; Cohen et al., 1980]; le manteau 

13

inférieur, source des OIE ne serait pas un réservoir homogène et uniforme; il 

serait certes plus uniforme pour le Sr et le Nd que le manteau supérieur, mais 

fortement hétérogène pour les isotopes de Pb et les rapports V/Pb, Th/Pb 

parce que le plomb est le seul à avoir été transféré vers le noyau. 

Les isotopes du Pb, à un degré moindre ceux du Sr et du Nd montrent qu'il 

n'est pas planétaire ("pristine mantle"). 

3 - MODELE GEOCHIMIQUE STANDARD DU MANTEA U 

Les études isotopiques de Pb, Sr, et Nd privilégient le modèle du 

manteau en couches. Les variations isotopiques observées le long des 

dorsales, s'interprètent en termes d'hétérogénéité locale du manteau créée 

par des phénomènes variés tels que l'extraction de la croûte continentale, la 

réinjection du sédiment et de la croûte océanique, ou par une contamination 

des magmas des OlE avec de la croûte océanique subduite et/ou des sédiments. 

Celle-ci plongerait au fond du manteau supérieur où elle s'encastrerait dans 

la couche limite, partie inférieure du manteau supérieur créant ainsi un 

domaine enrichi [Hofmann, 1984; Allègre et Turcotte, 1985], appelé 

"Mesosphere boundary layer" par Allègre et Turcotte (1985). Ce domaine 

contaminerait les "hot spots" ("les points chauds") lors de leur ascension vers 

la surface [White et Hofmann, 1982; Hofmann et White, 1982; Dupré et Allègre, 

1983; Allègre et Turcotte, 1985]. Le reste de la croûte océanique subduite serait 

recyclé dans la couche supeneure appauvrie, et éventuellement 

homogénéisé par le mélange convectif. Toutefois, de petits volumes 

survivraient pendant quelque temps. Ces petites hétérogénéités pourraient 

ètre la source des anomalies de certaines régions des rides médio-océaniques 

et des monts sous-marins [Zindler et al., (1982, 1984)]. En revanche, les îles 

Kerguélen, et les îles de la Société seraient dues au recyclage du sédiment et 

de la croûte océaniques subduites dans le manteau inférieur, mais le 

recyclage semble avoir joué un rôle mineur dans l'évolution des groupes de 

Hawaï et St-Hélène [Ringwood, 1982; White, 1985; Allègre et Turcotte, 1985]. A 

partir des rapports isotopiques du Pb, Sr et surtout du Nd, moins susceptibles 

d'ètre modifiées par contamination avec l'eau de mer, une tentative est faite 

dans le cadre du modèle à deux couches pour définir des signatures 

isotopiques de certains réservoirs terrestres; ces signatures isotopiques 

présentées sur le tableau 1 sont celles proposées par Allègre et al. (1986/87a). 

Le modèle standard du manteau terrestre est schématisé par la figure 6 

extraite de Allègre et Turcotte (1985). 

lS

Cette conception du manteau en couches n'est pas admise par certains auteurs 

pour des raisons géophysiques [Sleep, 1974; Davies (1981)]. Ces derniers 

pensent que les régions appauvries et enrichies ne seraient pas disposées en 

couches dans leur ensemble, mais que des masses ou "lumps (mottes)" 

enrichies seraient distribuées au hasard dans un manteau généralement 

appauvri [voir schéma (figure 7) extrait de Davies, 1981]. Ce manteau entier 

est lentement mélangé par convection entière. Selon ces auteurs, des "lumps" 

représenteraient des zones moins appauvries en éléments incompatibles que 

le manteau environnant (appauvri). Ces hétérogénéités seraient de taille très 

variable mais de géométrie inconnue; elles seraient generees en zones de 

subduction; de hautes concentrations en éléments radioactifs (U, Th, K) 

favoriseraient leur diapirisme. Elles tendraient à être détruites ou dispersées 

par le mouvement de la coulée convective. Ceci pourrait expliquer les 

variations des données du Pb, Sr et Nd. 

Les différences principales de ces deux modèles du manteau s'inscrivent sur 

la dimension du manteau qui a été fortement appauvri en éléments 

incompatibles, sur la topologie des hétérogénéités, et sur l'existence d'un 

réservoir de matériel isotopiquement primitif. Le modèle standard de 

manteau (modèle en couches) va être maintenant examiné à la lumière des 

gaz rares, particulièrement de l'hélium-3 (3He) [Craig et Lupton, 1976; Kurz et 

al., 1982(a,b); Rison et Craig, 1983;...],del'argon (A) et duxénon-129 (129Xe) 

[Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al. (1983 ),...]. L'utilisation des gaz 

rares en temps que traceurs géochimiques est relativement récente. 

Examinons leur apport à la connaissance du manteau. 

B- 

1 - 

LA GEOCHIMIE DES GAZ RARES 

LES GENERALITES 

Ainsi que l'ont souligné Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al. 

(1983), les gaz rares présentent des propriétés intéressantes qui en font 

d'exceptionnels traceurs en géochimie isotopique. Leur inertie chimique 

exclut toute réaction chimique entre eux et d'autres éléments. Ensuite, 

mesurer et utiliser en même temps tous les gaz rares permet de disposer d'un 

ensemble de traceurs ayant des éléments parents de demi-vies différentes, 

donc des informations chronologiques à diverses échelles. La volatilité des 

gaz rares: Hélium (He), Néon (Ne), Argon (A), Krypton (Kr) et Xénon (Xe), et 

la non-volatilité des isotopes parents radioactifs (40K, 238U, 235U, 232Th)

donnent du manteau une image originale, différente de celle obtenue avec 

les traceurs non volatils (Pb, Sr, Nd). 

Il apparaît désormaîs bien admis que l'atmosphère terrestre actuelle 

n'existait pas lors de la formation de la terre; elle n'est donc pas un résidu de 

la nébuleuse qui donna naissance au système solaire, mais résulte du 

dégazage de la terre [Kulp, 1951; Rankama, 1954; Shilliber et Russel, 1955; 

Daman et Kulp, 1958 (a,b); Butler et al., 1963; Ozima, 1975; Staudacher et 

Allègre, 1982;Allègre et al., 1983;Sarda et al., 1985]. 

2- LES PROBLEMES DE LA GEOCHIMIE DES GAZ RARES 

Même pour les gaz rares, les meilleures contraintes à la connaissance 

du manteau sont apportées par les rapports isotopiques. En revanche 

l'utilisation des abondances des gaz rares est soumise à certaines restrictions 

dues au dégazage lors de l'éruption [Kurz et al., 1982a; Pineau et ]avoy, 1983; 

Sarda et al., 1985;Allègre et al., 1986/87b]. La contamination par l'eau de mer 

(ou ['air) est un problème sérieux. Toutefois l'hélium y échappe car il est peu 

abondant dans l'eau de mer (ou dans l'air) [Axford, 1968; Dymond et Hogan, 

1978; Kurz, 1982; Sarda, 1983; Sarda et al., 1985; Staudacher et al., 1986]. Pour 

les autres gaz rares ce phénomène peut modifier les rapports isotopiques; 

nous verrons (plus loin) dans la partie interprétation des résultats, comment 

procéder pour mettre en évidence le contaminant. Le dégazage, quant à lui, 

ne modifie pas les rapports isotopiques des gaz rares; Ce phénomène est en 

effet rapide. Il s'ensuit que le fractionnement des isotopes d'un gaz rare est 

probablement négligeable [Sarda, 1983; Ozima et Podosek, 1983 (sous 

paragraphe 4.9 page 60); Sarda et al., 1985; Staudacher et Sarda, 1987]. Il 

semble d'après Funkhouser et al. (1968), Dymond et Hogan (1978) que les gaz 

rares magmatiques soient piégés dans les bordures figées des coulées de 

basaltes sous-marins. Ces matériels vitreux sont formés très rapidement au 

contact de laves chaudes avec l'eau de mer. Ils sont considérés comme les 

meilleurs candidats pour l'interaction minimale avec des gaz atmosphériques 

et ainsi pour la meilleure préservation des gaz juvéniles. L'échantillonnage 

que nous possédons porte sur ce type de matériel. 

·i9

4OA/36A et une augmentation du rapport chimique 40K/36A au cours des 

temps géologiques. 

Un rapport 4OA/36A peu élevé pour un réservoir mantellique peut signifier 

soit: 

- une absence de dégazage d'où une teneur élevée en argon 36, 

- un appauvrissement en K. 

Ces propos semblent contradictoires d'où la nécessité d'avoir recours aux 

teneurs en argon. Les études révèlent qu'un rapport 4OA/36A peu élevé, avec 

de fortes teneurs en argon 36 expliquent un réservoir à évolution en milieu 

clos (co,mme par exemple Hawaï, Loihi); un rapport 4OA/36A élevé, avec de 

faibles teneurs en argon 36 (comme par exemple des MORE) dérivent d'un 

réservoir ayant subi un dégazage violent. 

3-2-a Le système: 238U, 235U, 232Th, 244pu _ 4He 

Parmi les isotopes d'hélium (3He, 4He), seul l'hélium-4 (4He) est 

radiogénique; il est produit par les chaînes de désintégration radioactive de 

238U, 235U et 232Th ; il est aussi produit par simple désintégration du 

plutonium-244 (244pu) déjà éteint [Fields et al., 1966; Rowe et Kuroda, 1965; 

Lederer et al., 1968; Alexander et al., 1971]; (voir chapitre 2 le processus de 

décroissance de ces éléments). L'évolution de ce gaz se traduit par une 

combinaison d'équations: 

(4Heh; = (4He)0 + (4He)238U+ (4He)235U+ (4He)232Th + (4He) 244Pu 

(4He)238U= 8[(238U)(è8t - 1)]; (4He)235U = 7[(23SU)(è5t - 1)]; (4He)232Th = 

6[(232Th)(èi -1)]; (4He)244Pu = (244Pu)[è(a)put - 1] 

d'où: 

(4He/3Heh; = (4He/3He)0 + (244Pu/3He)][e(t...(a)put - 1] + 8[(238U/3He)(è8t - 

1)] + 7[(235U/3He)(èst - 1)] + 6[(232Th/3He)(èi - 1)] 

Les constantes de décroissance et les périodes respectives de 238U, 235U, 

232Th et 244pu sont: (I-.8=À.(a)u = 1,551.10-10 an-1 et TII2 = 4,469.109 ans; (1-.5 = 

9,849.10-10 an- 1 et T1I2 = 0,704.109 ans); (11.2 =4,948.10-11 an- 1 et T1I2 = 

14,01.109 an ) [Steiger et ]ager, 1977]; (À.(a)pu = 8,47.10-9 an- 1 et T1I2 = 

8,18.10 7 an) [Fields et al., 1966; Alexander et al., 1971]; nous donnons la 

constante de fission et la période du 244pu: À.sfPu = 1,0582.10-11 an- 1 et TII2 = 

6,55.1010 an [Alexander et al., 197]. 

22

4,076.10- 8 an- 1 et TIn = 17.106 ans [Reynolds, 1960]. Le BOXe est l'isotope 

stable de référence non radiogénique et non fissiogénique. Dans ce travail 

seule l'évolution du xénon sera prise en compte. On examinera 

successivement une équation chronométrique du système 1291_129Xe et celle 

du xénon fissiogénique. 

éteint on a: 

- Cas du système: 1 29 1_ 12 9Xe 

Si le système est considéré à un instant où 129 1 n'est pas entièrement 

(129Xe/ 130Xeh; = (129Xe/130Xe)0 + (129I1130Xe)(el...9t - 1) 

L'information temporelle fournie par l'horloge 1291_129Xe importe surtout 

pour les événements qui se sont produits très tôt dans l'histoire du système 

solaire, ceci à cause de sa courte période. 

134, 136 

- Cas du système: 244pu, 238U - 'Xe avec' = 131, 132, 

Si fypu et fyu désignent respectivement les nombres d'atomes de fXe 

correspondant à la fission spontanée d'un atome du 244pu et à celle d'un 

atome de 238U, la proportion du fXe produit par 244pu (ou par 238U) est 

équivalente au produit du rapport de branchement associé au 244pu (ou à 

l'238U) par fypu (ou fyU): 

fXe*pu =fYpu(t...sfPu/(À,(a)pu + À,sfPU) )(244Pu)[e(À,(a)pu+À,sfPu}t - 1] 

fXe*u =fYU(À,sfUI (À,( a)U+À,sfU)) (238U)[e(À,( a)U+À,sfU)t - 1] 

fXe* =fXe*pu + fXe*u 

OrÀ,sfPu

croûte continentale (qui s'est produit environ 700 millions d'années après 

l'accrétion de la terre). Dans le cas d'une séparation précoce entre manteau 

supérieur et manteau inférieur les teneurs en iode devraient être identiques 

dans les deux réservoirs (on admet que le seul phénomène susceptible 

d'entraîner son appauvrissement dans le manteau, outre sa décroissance 

radioactive, est la formation de la croûte continentale). Ceci nous amène aux 

conclusions suivantes: 

un rapport 129Xe/ l30Xe élevé signifie: 

- des teneurs pauvres en Xe (surtout en l30Xe qui a subi un dégazage précoce 

avant l'extinction complète de 1,1291); 

un rapport 129Xe/ l30Xe faible implique de fortes teneurs en xénon c'est à 

dire un rapport 129Ul30Xe faible (le système évolue en milieu clos). 

Le rapport fXe/ l30Xe élevé ou fXe/ l3OXe peu élevé dans le manteau peut 

s'expliquer par les mêmes arguments pour le système 4OK-40A. 

4- t'APPORT DES GAZ RARES A LA CONNAISSANCE DU MANTEAU 

Les analyses isotopiques du xénon montrent des différences en 

129Xe/ l30Xe pour les MORE, les OlE et l'atmosphère. La courte période de 

1, 1291 implique qu'il n'était pas présent pendant le processus de formation de 

la croûte continentale. Il est raisonnable de penser que l'iode devait être 

réparti d'une façon homogène dans le manteau (pour les raisons précitées au 

paragraphe précédent). Pour expliquer les différences de composition 

isotopique du xénon de ces trois réservoirs indiqués ci-dessus, on suppose 

qu'ils se sont séparés d'une façon précoce. Selon Staudacher et Allègre (1982) 

la formation de l'atmosphère aux dépens du manteau aurait lieu entre 10 et 25 

millions d'années après l'accrétion de la terre. Ils proposent de même que la 

séparation entre le manteau source des MORE et le manteau source des 

basaltes de Hawaï se serait produite entre 4,48 et 4,47.109 ans. A l'aide d'un 

diagramme l29Xe/l30Xe- l34Xe/l30Xe (fig.lO) ils mettent en évidence ces 

deux réservoirs mantellaires. Sarda et al. (1985), avec les isotopes de l'argon 

arrivent aux mêmes conclusions, quoique l'âge moyen de l'atmosphère soit 

un peu plus bas (4,40.109 ans) [nous y reviendrons au paragraphe suivant]; 

après un dégazage précoce et extensif du manteau, ils envisagent un 

dégazage lent et continu au cours des temps géologiques. Cependant, le 

caractère juvénile de ces gaz (A, Xe) est masqué par la contamination 

atmosphérique, ce qui a été démontré par Sarda et al. (1985) et cette étude. 

25

Un bon indicateur de la présence de gaz juvéniles à l'intérieur de la terre est 

l'hélium-3 [Lupton et Craig, 1975; Craig et Lupton, 1976; Kurz, 1982; Kurz et al., 

(1982a, 1983); Rison et Craig, 1983]. Il permet une distinction nette entre les 

deux réservoirs du manteau; un réservoir dégazé, pauvre en 3He avec de 

hauts rapports 4He/3He; un second réservoir, probablement plus profond, 

source des OlB (par exemple Islande, Hawaï) riche en 3He avec de bas 

rapports 4He/3He [Kurz, 1982; Kurz et ai. (1982a,b); Allègre et ai., 1983; Rison 

et Craig, 1983]. Pour une raison de conformité d'écriture, nous utilisons des 

rapports 4He/3He au lieu des rapports 3He/4He. 

Les études isotopiques d'hélium révèlent l'existence du matériel venant du 

manteau, pauvre en 3He et riche en 4He, avec des rapports 4He/3He plus 

élevés que ceux de la moyenne des MORE; ce matériel proviendrait d'une zone 

du manteau supérieur qui aurait stocké de la croûte océanique et des 

sédiments océaniques subduits [Kurz, 1982; Kurz et ai., 1982b]; la subduction 

de la lithosphère océanique aurait introduit, dans le manteau, des éléments 

radioactifs (K, V, Th), mais aurait libéré la presque totalité de son contenu en 

gaz rares au niveau de la zone de subduction [Staudacher et Allègre (1988, 

1989)];ainsi, au bout d'un temps assez long, ces éléments radioactifs peuvent 

produire les isotopes radiogéniques des gaz rares; selon Staudacher et Allègre 

(1988), Azbel et Tolstikhin (1990) les zones de subduction constituent des 

barrières pour les volatils. Ils pensent que, si les gaz rares étaient introduits 

dans le manteau lors de la subduction de la croûte océanique, la composition 

isotopique du manteau source des MORE n'aurait pas de hauts rapports 

d'argon et xénon; la perte de gaz des plaques plongeantes pourait s'expliquer 

par des facteurs thermodynamiques (fusion de la plaque lithosphérique 

hydratée liée par exemple à l'augmentation de température et de pression); 

elle traduit le dégazage de la croûte océanique et des sédiments. La perte de 

gaz se manIfeste aussi au niveau des dorsales océaniques. Ble traduit le 

dégazage de la terre, d'où l'idée de la formation de l'atmosphère à partir de 

l'intérieur de la terre. Des modèles de dégazage de la terre ont ainsi été 

proposés [voir Sarda, 1983; Sarda et al., 1985]. 

5- MODELE DE DEGAZAGE DU MANTEAU 

Il a été admis que les gaz rares (He, A, Xe) n'étaient pas présents dans 

l'atmosphère initiale [Kulp, 1951; Rankama, 1954; Shilliber et Russel, 1955; 

Damon et Kulp (1958a,b), Staudacher et Allègre, 1982;Sarda et ai., 1985; ...]; ils 

proviennent donc du dégazage de la terre. Damon et Kulp (1958a,b) d'après 

27

1'4He et 1,40A admettent que le dégazage n'est pas linéaire; ils proposent un 

dégazage précoce et rapide d,40A du manteau dans le premier milliard 

d'années, entraînant une perte de 30 % d'40A, suivi d'un dégazage continu et 

moins intense au cours des temps géologiques. 

Les anomalies de 129Xe trouvées dans des MORE sont interprétées par 

Staudacher et Allègre (1982), Allègre et al. (1983) comme le résultat d'un 

dégazage précoce et catastrophique dans les 50 premiers millions d'années de 

l'histoire de la terre. Sarda et al. (1985) calculent, à l'aide de l'argon, un âge 

moyen de l'atmosphère de 4,40 milliards d'années. Ils estiment que la 

différence d'âge entre les deux systèmes provient de la longue période du 

4OK; ils pensent que le système 1291_129Xe est un outil qui s'adapte mieux à 

tracer des événements produits très tôt dans l'histoire de la terre. L'histoire 

de dégazage de la terre serait divisée en deux épisodes: le premier, épisode 

chaud, correspond â un dégazage extensif catastrophique inférieur à 50 

millions d'années se déroulant avant la formation des continents [dont l'âge 

moyen est 2,5.109 ans selon Allègre (1982)]; le second épisode est une étape 

lente et continue avec des conditions géodynamiques voisines de celles des 

temps actuels. Le dégazage se ferait par l'intermédiaire des rides médio 

océaniques, des "hot spots", et du volcanisme d'arc [Staudacher et al. (1986); 

Staudacher et Allègre (1988); Allègre et al. (1983, 1986/87b); Sarda et aL, 

1985]. L'histoire de l'atmosphère contrainte par l'argon et le xénon est 

schématisée aux figures l1(a, b, c, d, e, f, g, h) [Sarda et al., 1985;Allègre et al., 

1986/87b]. 

6- ORIGINE DES VARIATIONS ISOTOPIQUES DES GAZ RARES 

Comme l'ont souligné Kurz et al. (1982a), Staudacher et Allègre (1982), 

Sarda et al. (1985), Staudacher et Sarda (1987), un seul phénomène engendre 

des variations isotopiques de gaz rares: c'est la radioactivité. Cependant deux 

phénomènes contrôlent la vitesse de l'évolution isotopique qui, par 

conséquent, change le rapport chimique Il: 

a) le dégazage qui accélère l'évolution; il y a diminution de l'abondance des 

gaz dans le réservoir mantellique, par conséquent une augmentation de la 

valeur du rapport chimique Il; 

b) l'appauvrissement en élément parent (K, V, Th) qui freine l'évolution; il y 

a diminution de la valeur de Il. La croissance de la croûte continentale est à 

l'origine de ce phénomène. 

29

de 300-460 [Kaneoka et al, 1983; Allègre et al. (1983, 1986/87b); Allègre et 

Staudacher, 1986;Staudacher et al. (1986); Staudacher et Allègre ( 1988); Sarda 

et al., 1988]; 129Xe/ 130 Xe de 6,46-6,77 [Staudacher et Allègre, 1982; Allègre et 

al. (1983, 1986/87b); Allègre et Staudacher, 1986; Staudacher et al., 1986]; la 

croûte continentale présente des rapports 4He/3He de 106-108, 4OA/36A de 

1650-170000 [Allègre et Staudacher, 1986; Allègre et al., 1986/87b]; 

129Xe/ 130 Xe de 6,39-6,70 [Staudacher et Allègre, 1982;Allègre et al., 1986/87b]; 

pour l'atmosphère, on observe les valeurs les plus basses pour les rapports 

isotopiques, à l'exception de l'helium: 4He/3He de 722500 [Clarke et al., 1976]; 

4OA/36A de 295,5 [Nier, 1950]; 129Xe/130Xe de 6,48 [Bernatowicz et Podosek, 

1978]. Ces données sont consignées au tableau 2. 

Tableau 2: signatures isotopiques des gaz rares de certains réservoirs 

terrestres (Les valeurs données ne sont que des ordres de grandeur). 

Rapports isotopiques Réservoirs terrestres 

MORB om croûte cont. atmosphèrE 

4He/ 3 He 49500-109000 18500-43000 106-108 722500 

40A/36A 10000-28150 300-460 1650-170000 2955 

129Xe/13OXe 660-768 646-677 639-670 648 

131 Xel 13aXe 482-555 5,15-5,26 5 18-541 519 

L-32Xel BOXe 633-673 655-664 660-745 659 

134Xe/13OXe 244-281 254-268 256-725 256 

136XelBOXe 223-255 217-228 226-792 217 

8-STRUCTURE GEOCHIMIQUE DU MANTEAU: L'APPORT DES GAZ RARES 

ET DES TRACEURS NON VOLATILS 

Un modèle de manteau à deux couches a été proposé à la suite des études 

faites à l'aide des traceurs non volatils. Il en est de même pour les gaz rares. Y 

a t-il correspondance entre les deux manteaux? Autrement dit le manteau 

dégazé peut-il être assimilé au manteau appauvri? Sarda (1983), Sarda et al. 

(1985) pensent que les deux manteaux ne présentent pas une exacte 

correspondance; le manteau dégazé serait plus profond que le manteau 

appauvri en éléments incompatibles. 

Les corrélations 129Xe/130Xe-40A/36A 4He/3He-87 , Sr/86Sr, 4OA/36A- 

87S r /86Sr montrent que la source des MORB est très dégazée en gaz rares et 

appauvrie en éléments incompatibles (par exemples Rb et Sr); la source des 

32

continentale, un manteau appauvri et dégazé, un manteau dégazé et non 

appauvri, et un manteau non dégazé et non appauvri [Allègre et al., 

1986/87b]. Selon ces auteurs 46 % du manteau serait dégazé, mais les 3/4 

seulement de ce manteau dégazé seraient appauvris en éléments 

incompatibles, le 1/4 restant serait à présent mélangé avec du manteau non 

dégazé [voir fig. 13: Allègre et al., 1986/87b]. Pour ces auteurs, le manteau 

appauvri correspond au manteau supérieur dégazé à 99,6 %. Le manteau 

inférieur, moins appauvri, serait en moyennee dégazé à 17 %. 

C- BUT DE CETTE ETUDE 

Jusqu'alors, les études de gaz rares sur les dorsales océaniques ont été 

réalisées à partir de sites très éloignés les uns des autres (plusieurs milliers 

de kilomètres). Les corrélations Xe-Xe [Allègre et Staudacher, 1986; Allègre et 

al., 1986/87b],A-Sr [Allègre et al., 1983;Sarda et al., 1985], He-Sr ou He avec 1a 

bathymétrie [Kurz et al., 1982b] portent donc sur des spécimens récoltés à 

cette échelle. 

On se propose ici, de faire des mesures de concentations et de composltlün 

isotopique de gaz rares dans des verres basaltiques provenant d'un segment 

de la dorsale médio-atlantique d'une longueur de 450 km entre 12° 24' et 16° 

20'80. Ce segment de 4° de longueur de latitude correspond à une zone de 

fractures et montre un haut topographique au voisinage de 14° N [entre 13° 

et 15° 20'(fig. 22,23)]. 

Nous cherchons, à travers ce travail, à répondre à trois questions: 

- existe-t-il des variations isotopiques des gaz rares à courte distance qui ne 

sont pas dues à des phénomènes secondaires, comme par exemple la 

contamination atmosphérique ou des pertes de gaz à l'éruption du magma? 

La contamination atmosphérique ou par l'eau de mer est un problème délicat 

qui affecte tous les gaz rares, à l'exception de l'hélium. 

- y a-t-il une corrélation claire entre la bathymétrie et la composition 

isotopique des gaz rares? Bougault et al. (1988), à l'aide des rapports 

d'éléments incompatibles, Nb/Zr, Ta/Hf et La/Sm, ont montré que ces basaltes 

présentaient dans cette zone d'énormes variations, mais qu'il existait une 

bonne corrélation entre les valeurs de ces rapports et la bathymétrie, les 

rapports élevés correspondant aux hauts topographiques. Une étude similaire 

a déjà été faite par Schilling et al. (1985) le long des dorsales à proximité de 

certains "points chauds" de l'Atlantique sud (Ascension, St-Hélène, Tristan da 

Cunha, Gough), à l'aide des rapports La/Sm et Nb/Zr. L'intérêt est de détecter 

la présence d'un panache sous la ride qui se caractérise par un faible 

34

appauvrissement ou même un enrichissement en éléments incompatibles à 

gros ions par rapport à la terre moyenne; autrement dit, la présence d'un 

panache se matérialise par des rapports La/Sm et NblZr anormalement élevés 

caractéristiques des domaines de manteau riche en ces éléments; de plus la 

présence de ce type de matériel se manifeste par des îles océaniques ou par 

des hauts topographiques sur les dorsales océaniques. 

- de quelle zone du manteau proviennent ces gaz rares? Autrement dit, 

proviennent-ils du manteau supérieur, du réservoir des OIB à forte teneur en 

3He ou du réservoir des om à faible teneur en 3He? En dépit de sévères 

problèmes de contamination atmosphérique, la réponse à cette question 

pourrait être apportée par les isotopes de l'helium. 

3S

CHAPITRE 2 

1 - 

HISTORIQUE DES GAZ RARES (He, A et Xe) ET 

DES ELEMENTS PARENTS (K, l, U, Th et Pu) 

LES ISOTOPES 

En 1886, W. Crookes suggère que des atomes d'un élément peuvent avoir 

plusieurs nombres de masse différents. La découverte de la radioactivité, dix 

ans plus tard (1896), par H. Becquerel et les études des substances radioactives 

ont montré qu'il existe des éléments où des atomes ont des propriétés 

chimiques identiques et des poids atomiques différents. 

En 1910, F. Soddy propose le nom "isotope" signifiant même place pour 

des atomes avec des poids atomiques différents mais de numéro atomique 

identique. En utilisant un prototype de spectrographe de masse, Thomson, en 

1914, découvre deux isotopes du néon de masse 20 et 22. Mais son dispositif 

expérimental, n'était pas assez sensible pour mesurer les proportions 

relatives de ces deux isotopes. Presque immédiatement, F. W. Aston, dans le 

laboratoire de Thomson, perfectionne l'appareil de Thomson, et utilisant ce 

premier spectrographe quantitatif, vérifie le résultat trouvé par ce dernier 

et découvre un troisième isotope du néon qui est le néon 21: 21 Ne (Aston, 

1920a). C'est ainsi que, dix ans plus tard, soixante dix isotopes de vingt neuf 

éléments ont été identifiés (Aston, 1923). Nous nous intéressons ici à: l'He, l'A, 

le Xe, le K, l'l, l'U, le Th et le Pu. 

2- ARGON ET POTASSIUM 

Parmi les gaz rares, l'argon est le premier à être identifié en 1894par 

Sir W. Ramsay et Lord Rayleigh, dans l'air. Cavendish en 1785fut le premier à 

soupçonner sa présence dans l'air. Cette étude conduit Ramsay et Rayleigh en 

1895 à annoncer la découverte d'un nouvel élément chimiquement inerte, 

caractérisé par des propriétés sans précédent, app.elé argon ce qui signifie 

en grec "paresseux". En 1920, Aston (1920b), au moyen du spectrographe de 

masse, découvre les isotopes de l'argon les plus abondants: 40A et 36A. En 

1930, on savait que l'argon avait trois isotopes naturels: 36A, 38A et 4OA. 

Parmi ceux-ci l'40A est le plus abondant représentant plus de 99% de tout 

l'argon atmosphérique. En 1807, Davy découvrit par électrolyse le potassium 

de la potasse caustique (KOH). 

37

(3He/4He)air)/(3He/4He)air.lOO]. L'enrichissement en 3He sur la ride du 

Pacifique-Est est expliqué par ces auteurs comme le résultat d'une injection 

d'hélium primitif. L4He est associé à l'3He dans des rapports qui sont 

variables dans des verres provenant directement du manteau par les rides, 

mais typiquement autour d'un rapport 4He/3He de 8,33.104 (Craig et Lupton, 

1976; Rison, 1980; Kurz et ]enkins, 1981); c'est un facteur 10 inférieur au 

rapport de l'air. C'est un rapport trop bas pour que l'3He puisse être 

radiogénique. Ils considèrent donc ce composant mantellaire comme primitif. 

Les éléments parents de l'isotope radiogénique 4He ont fait l'objet de 

nombreuses recherches, depuis deux siècles; Klaproth reconnut un élément, 

qui est l'uranium, dans la pechblende et tenta d'isoler le métal en 1789. Le 

métal fut apparemment isolé une première fois en 1841 par Peligot, qui réduit 

le chlorure anhydre avec le potassium. Aston (1931) montre qu'au moins 97 % 

des atomes d'uranium ont la masse 238, cependant Dempster (1935), qui était 

capable de détecter 235U, estimait qu'il avait une abondance d'au moins 1 % de 

celle de 238U. L'uranium naturel existant contient 99,2830% en poids de 238U; 

0,7110% de 235U et 0,0054% de 234U (référence: Rand-Book de Physique et 

Chimie). Quant au thorium, il est trois fois plus abondant que l'uranium; il a 

été découvert par Berzelius en 1828. Il a 25 isotopes de masses atomiques de 

212 à 236 avec des périodes entre 0,1 Ils et 75400 ans sauf 232Th avec 1'112 = 

14,01.109 ans. 

Le plutonium a quinze isotopes, de masses 232 à 246 (Band-Book de Physique 

et Chimie), toutes de courtes périodes entre 25 mn et 82.10 6 ans. L'isotope qui 

nous intéresse dû à sa capacité de fission spontanée est le 244pu avec une 

demi-vie de 82. 106 ans. Ce dernier existait lors de la formation du système 

solaire (Kuroda, 1960; Rowe et Kuroda, 1965; Fields et al., 1966;Alexander et al., 

1971) comme on a pu le voir avec des données de xénon fissiogénique dans les 

météorites. 

4- XENON- URANIUM- PLUTONIUM- IODE 

Le xénon (du grec xenos: étranger) a été découvert par Ramsay et 

Travers en 1898 dans le résidu après évaporation des composants de l'air 

liquide. Les études isotopiques du xénon montrent qu'il y a neuf isotopes 

stables du xénon'. 124Xe, 126Xe, 128Xe, 129Xe, 130Xe, 131Xe, 132Xe, 134Xe et 

136Xe. L'isotope 129Xe est en partie radiogénique et provient de la 

désintégration de 129 1 maintenant éteint, de constante de désintégration 

4,08.10-8 an- 1 ou d'une durée de demi-vie de 17.106 ans (Reynolds, 1960). 

41

Après la découverte d'excès de 129Xe dans les météorites par Reynolds (1960), 

nous observons de nombreuses mesures des isotopes du xénon dans différents 

matériels terrestres. Un excès de 129Xe est identifié dans deux sources de gaz 

("C02-gas-Wells") du "Harding county" au Nouveau Mexique par Butler et al. 

(1963). Ces auteurs conclurent que la décroissance de 129} est la source la plus 

probable de cet excès de 129Xe. Plus tard, les excès de 129Xe sont retrouvés 

dans de nombreux échantillons des sources de C02 du puits de Bueyeros à la 

fois par Wasserburg et Mazor (1965), Boulos et Manuel (1971) et Hennecke et 

Manuel (1975), Phinney et al. (1978), Smith et Reynolds (1981). 

Des excès de 129Xe ont été mis en évidence pour la première fois dans les 

MORE de l'Océan Pacifique par Staudacher et Allègre (1981), dans ceux de 

l'Atlantique et de l'Océan Indien par Staudacher et Allègre (1982), Allègre et 

al., (1983) et dans des xénolithes mantelliques par Kaneoka and Takaoka 

(1978). 

Wasserburg et Mazor (1965), Boulos et Manuel (1971) observent également de 

petits excès des isotopes lourds du xénon dans les mêmes sources de gaz riches 

en dioxyde de carbone (Nouveau Mexique). Cela correspondrait au xénon 

produit par fission spontanée de 238U et 244Pu. Hennecke et Manuel (1975) 

Phinney et al. (1978), Smith et Reynolds (1981) confirmèrent successivement 

ces résultats mais furent incapables de spécifier les quantités relatives des 

excès de xénon fissiogénique. 

Le xénon fissiogénique provient de la fission spontanée de 238U ou de 244pu: 

238U 

----1.;> 131,132,134,136Xe ; Àsfpu = 1,06.10-11 an-1; Tl/2 = 6,55.1010 

ans 

---...,. 131,132,134,136Xe; Àsfu =8,47.10-17 an-1; Tl/2 =8,2.1015 

La première tentative de mise en évidence de la fission spontanée de 

l'uranium 238 (238U) fut faite par Libby (1939) qui, cependant, ne réussit pas 

à la détecter en raison de son faible effet. Petrzhak et Flerov (1940), grâce à 

des méthodes plus sensibles, découvrirent la fission spontanée de l'uranium 

et donnèrent certaines estimations brutes de la décroissance par fission 

spontanée de cet élément. L'analyse de la pechblende (minéral d'uranium) 

par Khlopin et al. (1947) montra qu'elle contenait beaucoup plus de xénon 

qu'il n'yen avait habituellement dans les minéraux, et que la quantité de 

xénon trouvée était en étroit accord avec l'hypothèse du xénon produit par 

fission spontanée. En 1950, Mac Namara et Thode (1950) mesurèrent des 

42 

ans

concentrations en xénon et krypton de pechblende; ils interprétèrent 

l'abondance isotopique anormale trouvée comme le résultat de la fission 

spontanée de l'uranium. Ceci a été confirmé par Wetherill (1953). Phinney et 

al. (1978) pensent que les excès de xénon fissiogénique des sources de gaz 

carbonique de Harding county (Nouveau Mexique) coincident avec le spectre 

du xénon issu de la fission spontanée de 1'238U; ils estiment qu'au moins 80% 

(et peut-être la totalité) de l'excès de 136Xe est dû à la fission de 238U plutôt 

qu'à celle du 244pu. Allègre et al. (1986/87b) attribuent les excès de xénon 

fissiogénique trouvé dans des roches du manteau essentiellement à la fission 

spontanée de 238U. 

En vérifiant les travaux de Reynolds (1960) sur les rapports isotopiques du 

xénon de l'atmosphère et de la météorite Richardton, Kuroda (1960) estime 

qu'au moins 10 % du 136Xe de l'atmosphère est fissiogénique. Ce xénon 

fissiogénique ne proviendrait pas uniquement de 1'238U. 11 fait appel à la 

fission spontanée du 244pu pour expliquer les anomalies de xénon 131 à 136. 

Rowe et Kuroda (1965), à la suite du calcul de l'âge de la météorite Pasamonte, 

conclurent que le xénon fissiogénique dans cette météorite provient à la fois 

de la fission spontanée de 238U et du 244pu déjà éteint. Mais le pourcentage de 

la contribution de chacun de ces deux éléments n'a pas été donné. En raison 

de la longue période de la fission spontanée de l'238U, Bernatowicz et Podosek 

(1978) pensent que l'abondance du 136Xe fissiogénique dans l'atmosphère 

résulte en grande partie de la fission du 244pu éteint, qui était présent lors de 

la formation du système solaire. 

43

CHAPITRE 3 

A- 

METHODE EXPERIMENTALE 

INTRODUCTION 

Pour analyser les gaz rares, nous disposons d'un spectromètre de masse 

à gaz, précédé d'un ensemble dit "ligne" destiné à extraire, à purifier et à 

séparer les gaz rares entre eux. La méthode utilisée est de type volumétrique. 

B- DISPOSITIF EXPERIMENTAL DE LA METHODE 

VOLUMETRIQUE 

1- LIGNE: EXTRACTION. PURIFICATION ET SEPARATION DES GAZ RARES 

ENTRE EUX 

Ce dispositif (fig. 14) sert: à extraire les contenus en gaz dans des 

échantillons grâce à un four d'extraction ou broyeur, à purifier le mélange 

gazeux des espèces qui ne sont pas des gaz rares (mZ, NZ, HZO, HZS, HZ, des 

hydrocarbures... ) grâce' à des fours à titane et des pièges getter SAES; à 

séparer les gaz rares entre eux au moyen de deux pièges de charbons actifs 

refroidis par de l'azote liquide dont l'un est thermorégulé (CHI). Le but est, 

d'une part, d'obtenir dans le spectromètre une pression totale faible [les gaz 

rares ne représentent qu'une partie infime environ 5,13 10-3 % (javoy et 

al.,1986) des gaz libérés] et, d'autre part, une pression partielle maximale 

pour chaque gaz afin que la source fonctionne avec un bon rendement; par 

ailleurs il faut éviter l'apparition de masses parasites dans le spectre que 

nous allons réaliser. 

La ligne est construite en tube de verre "pyrex". Ele est équipée d'une 

pompe turbo-moléculaire (TURBO PFEIFFER TPH 110) et diune pompe ionique 

(RIBER P.I. 50 Z). Ces appareils permettent d'obtenir dans la ligne, lorsqu'elle 

n'est pas utilisée, un vide inférieur à 10-8 Torr indiqué sur ces dernièrs, les 

fours à titane étant à 850 0 

1- DESCRIPTION 

C 

La ligne est constituée de deux volumes principaux séparés par la 

vanne V4 (Fig. 14): un volume d'extraction appelé V4F, du four d'extraction 

(F) à la vanne V4, entre lesquels se placent le broyeur et un four à titane 

(Til); et un volume de purification noté V04 (de la vanne V4 à la vanne Vo) 

4S

· Cette partie purification comprend deux volumes, séparés par la vanne V3, 

utilisés pour la séparation des gaz: un volume V34 qui comprend le volume 

entre la vanne V4 et la vanne V3, entre lesquelles se place le piège à charbon 

actif thermorégulé, et un volume V30 (de la vanne V3 à la vanne VO). Dans ce 

dernier se trouvent deux petits getters SAES, un four à titane (Ti2), et deux 

pièges à charbon actif (CH2) et (CH3). Les pièges getter SAES de type API0 GP, 

contiennent un alliage Zr-Al (ils sont utilisés à température ambiante pour 

absorber l'hydrogène qui est gênant pour l'analyse de l'hélium); le four à 

titane est un tube céramique (inoxydable) autour duquel est enroulé une 

résistance ( 50 Q, 200 V); chaque spire est séparée de la suivante par une 

bande d'amiante; le tout est couvert du ciment céramique à l'alumine; il est 

fabriqué au laboratoire. Les petits pièges à charbon actif (CH2) et (CH3) sont 

portés à-196° C (refroidis à l'azote liquide); de même le piège à charbon actif 

thermorégulé, selon la température à laquelle il est porté, retient, par 

adsorption, des gaz rares plus ou moins lourds (paragraphe B-6 de ce chapitre 

3). 

La vanne VI permet d'isoler un petit volume VOl avant l'entrée du gaz 

dans le spectromètre (paragraphe B.II.5.d); certains échantillons 

(potassiques et riches en U et en Th) ou même des MORE ou des om 

contiennent une quantité en 40A et 4He importante. Le multiplicateur 

d'électrons est étalonné sur une certaine gamme; si la quantité de gaz 

introduit dans le spectromètre est trop importante, il n'y a plus de relation de 

linéarité entre le signal délivré par le multiplicateur d'électrons et la 

quantité de gaz émis par la source. Il y a alors des risques de saturation de 

l'amplificateur; on se trouve ainsi dans des conditions défavorables pour 

mesurer le gaz. 

La vanne V8 isole du reste de la ligne la partie four d'extraction et 

porte-échantillons; Pendant la mise en place des échantillons, cette dernière 

est mise à la pression atmosphérique. Après cette opération, on pompe ce 

volume à vide primaire avant d'ouvrir (par la vanne VS) vers la pompe 

turbo-moléculaire. Ainsi le reste de la partie extraction et le four Til ne sont 

pas mis. à l'air. Ceci est plus favoràble pour les blancs. Le broyeur 

communique avec la ligne par la vanne V7. Cette vanne est ouverte lors de 

l'expansion dans la ligne des gaz obtenus par broyage d'un échantillon. 

47

2- MISE EN PLACE DES ECHANTILLONS 

A chaque mise en place d'échantillons, on change le four d'extraction. 

La vanne V8 est alors fermée, l'ancien four est coupé et les nouveaux 

échantillons sont introduits dans la ligne. On introduit une fournée 

d'environ dix échantillons dans le porte-échantillons (fig. 14). Les 

échantillons sont placés dans un dispositif en forme de doigt de gant pour 

éviter de les confondre. Un nouveau four d'extraction (fig. 15) est alors mis 

en place et fixé à la ligne par une soudure. 

3- ETUVAGE DE LA LIGNE 

Avant la mise en service de la ligne, une importante opération 

d'étuvage est réalisée sur l'ensemble du système d'extraction et de 

purification. Des fours chauffés par des résistances sont descendus sur la 

ligne. La température est augmentée lentement et progressivement jusqu'à 

200 0 

Cet maintenue à cette température pendant environ quatre à sept jours 

(cependant les échantillons sont dégazés à 100-150 0 

C seulement au moyen 

des cordons chauffants enroulés autour des tubes de verre du porte 

échantillons pour evlter une perte de He); on fait redescendre ensuite la 

température dans les mêmes conditions que son élévation. On veut éviter 

ainsi un choc thermique susceptible d'endommager les parties en verre ou 

les passages verre-métal. Les pièges à getter et les fours à titane sont dégazés. 

L'ensemble est pompé par une pompe turbo-moléculaire. La pression finale 

se situe aux alentours de 10- 8/10-9 Torr. Le but de l'étuvage de l'ensemble du 

système est de retirer les gaz adsorbés sur les parois internes de la ligne et 

sur les échantillons afin de réduire la contamination atmosphérique et le 

blanc du système de l'extraction et purification. 

4- 

4-a 

EXTRACTION DES GAZ 

Four d'extraction 

Le four d'extraction (fig. 15) est un tube en verre pyrex. Au fond de 

celui-ci, sont extraits des gaz des échantillons dans un creuset en molybdène. 

Le creuset est fabriqué par alésage d'un barreau de molybdène. Le tube du 

four est surmonté d'une visée optique permettant d'observer les échantillons, 

par exemple pendant la fusion; elle est protégée par un écran amovible 

49

Aimant 

F=========:! Bride 

Figure=!6: Broyeur 

" . 

Vanne a ultravlde 

TUb e en acier 

inoxydable 

Bille en acier 

inoxydalbe 

Echantillon

contre les projections des échantillons chauffés ou l'évaporation qui se 

dépose sur le verre, pouvant l'obscurcir. Le creuset, situé dans une bobine 

parcourue d'un courant alternatif de haute fréquence fourni par un 

générateur, est chauffé par effet joule dû à des courants induits (courants de 

Foucault). 

La partie inférieure du tube du four renferme une double paroi de 

verre dite "chemise à eau" entre laquelle circule l'eau. Elle sert à protéger 

l'enceinte de verre d'un réchauffement trop élévé. Entre cette chemise d'eau 

et le creuset, se place un tube en quartz servant d'écran au verre contre la 

chaleur et des projections d'échantillons du creuset. La température du 

creuset est mesurée par un thermocouple dont les deux fils en tungstène 

rhénium (W S %-Re/W 2S %-Re) passent à travers la soudure verre-métal. 

Cette soudure verre-métal assure l'étanchéité (d'un côté 10-8 Torr de l'autre 

760Torr). Les extrémités des deux fils du thermocouple sont logées dans deux 

petits trous percés dans le creuset. Le dégazage dans le four d'extraction se 

fait en paliers successifs de température (en général trois paliers successifs 

de température); au premier palier la température est portée à 800° C; 

l'intérêt est de libérer les gaz faiblement liés-(contamination 

atmosphérique). Le second palier (1200° C) libère les gaz contenus 

essentiellement dans les vésicules. Le palier de haute température (1600° C) 

assure un dégazage complet de l'échantillon. Nous avons analysé ainsi les 

échantillons: 

2TlD40/2; 2TlD44/S3; 2TlD44/Centre; 2TlD44(1); 2TlD44(2); 2TlD4S/Sl. 

4-b Broyeur 

L'autre moyen d'extraire les gaz des échantillons est le broyage. Le 

broyeur (fig. 16) est composé d'un tube en acier inoxydable de 30 mm de 

diamètre, avec un fond arrondi. Il est utile d'avoir un fond arrondi sinon on 

ne peut pas broyer l'échantillon qui resterait dans les coins de l'enceinte. Le 

sommet du tube se termine par une bride qui permet le changement des 

échantillons. Ceux-ci sont broyés par une bille enacier inoxydable, de 2S mm 

de diamètre. La bille, grâce à un aimant, est entrainée vers le haut, le long 

des parois du tube du broyeur. On la laisse ensuite tomber en chute libre au 

fond du tube. En général nous opérons un broyage de 100 coups et nous 

mesurons les gaz libérés. Cependant dans un cas nous avons fait un broyage 

51

progressif, c'est à dire 4 coups/ 10 coups/ 100 coups et nous avons mesuré à 

chaque fois les gaz libérés. 

Nous supposons que la première expérience (4 coups) permet d'écraser 

les plus grandes vésicules, et que les deux expériences suivantes libèrent les 

gaz de vésicules de plus en plus petites. Il est intéressant d'analyser par cette 

méthode les échantillons vésiculeux. Seul l'échantillon 2nD 43 (0.6667 g) 

appelé "popping rock" fut soumis à une telle expérience. 

5- PURIFICA TlON 

Une fois le mélange gazeux libéré, il se répand dans le volume 

d'extraction. Il est exposé, pendant 15 minutes, à de la mousse à titane portée à 

une température de 850 0 

C (four à titane 1: Til). Au contact du titane chaud, 

certaines molécules sont dissociées (CH4, C02, H20, H2S, N2, ... ) avec 

dégagement d'hydrogène et piégeage de C, 0, N, S ... par formation de 

composés covalents (TiC, TiO, TiN, TiS,...); il se produit aussi une adsorption 

d'hydrogène à haute température, mais la réaction est freinée par l'oxydation 

du titane (Stout et Gibbons, 1955;Sourdillon, 1960). Mais selon ces auteurs, les 

réactions de piégeage de ces molécules précitées (CH4, N2, C02, H20, ... ) se 

produisent au-dessus de 700 0 

C. Ensuite, le four à titane est refroidi pendant 

30 minutes; il se produit un piégeage d'hydrogène par la mousse à titane 

(Stout et Gibbon, 1960, Dushman et Laffery, 1962); les résultats des études 

menées sur les propriétés physico-chimiques du titane révèlent que la 

vitesse d'absorption d'hydrogène devient grande et reste constante entre 20 0 

Cet 400 0 

C (Dushman et Laffery, 1962); ces auteurs indiquent que la solubilité 

d'hydrogène dans ce métal est très importante. Ils considèrent le titane 

comme un composé "hybride" titane-hydrogène (que les auteurs notent: TiHr: 

r désigne la densité de "l'hybride", ce nombre n'est pas entier; il est égal à 

1,75 si le contenu en hydrogène dans la solution solide est maximal). Selon ces 

derniers, lorsque les réactions d'absorption avec l'hydrogène sont réalisées, 

ce gaz peut être libéré après chauffage du métal à des températures élevées. 

Sourdillon (1955),StoutetGibbons (l960) ont indiqué qu'une fois les liaisons 

de type covalent établies entre le titane et le carbone, l'oxygène, l'azote, le 

souffre,..., les réactions ne sont plus réversibles; quant à l'hydrogène, 

Sourdillon doute de la réversibilité de la réaction après qu'il soit absorbé par 

ce métal. 

Les gaz rares ne sont pas liés du fait de leur inertie chimique. La 

procédure précédente de purification est répétée une deuxième fois (Ti2). La 

purification des gaz rares est complétée par deux pièges getter SAES qui ont 

52

une grande capacité d'absorption d'hydrogène. Après ces deux purifications, 

il reste essentiellement un mélange de gaz rares. 

6- SEPARATION DES GAZ RARES ENTRE EUX 

Le mélange des gaz rares étant purifié, il est préférable d'analyser 

chaque gaz rare séparément pour trois raisons: 

- la source fonctionne avec un meilleur rendement et une meilleure linéarité 

si la pression totale est inférieure à - 10-7 Torr. Lorsque la pression totale est 

forte les ions accélérés ont des chances de percuter des atomes se trouvant 

sur leur trajectoire; cela va diminuer le rendement de la source. 

- il est matériellement impossible de mesurer successivement tous les isotopes 

de He, Ne, A, Kr et Xe, 23 isotopes; il faudrait un temps beaucoup trop long; or 

un des problèmes de la spectrométrie à gaz rares est que les signaux évoluent 

au cours du temps, subissant des échanges avec les gaz adsorbés sur les parois 

internes de la machine (comme par exemple avec les gaz rares de 

l'échantillon de gaz précédent s'il y a effet de mémoire). 

-Il existe des cas d'interférences entre masses simplement et 

doublement ionisées des différents gaz ou molécules suivant les rapports 

masse/charge (m/q): la masse IID+ ou Tt(3) vient s'ajouter sur l'ion 3He+; 

LJOA2+ sur la masse 20+ de l'ion 20Ne+; CD22+ (44) sur 22Ne+; LJOA2+ sur OOKr+, 

On sépare les gaz rares en quatre fractions: He+Ne/A/Kr/Xe; Chaque 

phase de séparation dure 30 minutes, selon le mode suivant: 

Le piège à charbon actif thermo-régulé (CHI) est refroidi à la 

température -196° C à l'azote liquide. Il adsorbe les gaz lourds (A, Kr, Xe) et 

laisse libre He et Ne. Le volume convenable des gaz libres (VOl ou VŒ) (He, 

Ne) est introduit dans le spectromètre. Les gaz sont mesurés et ensuite 

évacués à l'aide d'une pompe ionique du spectromètre de masse et celle de la 

ligne. On ferme la vanne V4, Ensuite, le piège à charbon actif CHI est porté à 

la température -155° C. Cette température permet la désorption de l'argon 

alors que le krypton et le xénon restent adsorbés sur CHI. Il se produit un 

déséquilibre, une partie de l'argon est libérée. de CHI et immédiatement 

piégée par CH2 (refroidi à l'azote liquide: -196° C); ainsi on déplace l'argon de 

CHI vers CH2; cependant le Kr et Xe restent piégés par CHI. L'argon gazeux 

sera obtenu en fermant la vanne V3 et portant le piège CH2 à la température 

ambiante. Pour les mêmes raisons annoncées plus haut (voir paragraphes 

B.U et B.I1.S.d); un volume convenable (VOl ou Vœ) du gaz est introduit dans 

le spectromètre; puis le gaz est évacué après la mesure. CHI est ensuite porté à 

53

-110 0 

C, température de désorption du krypton, le xénon restant piégé; le petit 

piège CH2 est lui refroidi à l'azote liquide (-196 0 

C) et il yale même processus 

décrit en haut, déplacement de Kr de CHI vers CH2 dès que la vanne V3 est 

ouverte. On referme comme dans les cas précédents la vanne V3, et CH2 est 

porté à la température ambiante. Le gaz dans tout le volume VQ3 est introduit 

dans le spectromètre et mesuré ensuite. Enfin, après pompage de ce dernier, 

le xénon sera libéré de CHI à 110 0 

C (toutes ces températures sont obtenues au 

moyen d'un régulateur de température), et tout le volume V04 sera mesuré (le 

Kr et Xe sont moins abondants que les trois premiers gaz). Ainsi on peut 

obtenir les fractions de gaz individuel à 80-96 % près (voir tableau 3). 

Tableau 3 : un exemple sur des fractions de gaz individuel après séparation 

des gaz entre eux. 

11- 

1 - 

36A(%) 84Kr(%) 132Xe(%) 

Fraction d'A 90-96 10-15 4-6 

Fraction de Kr 4-10 82-86 5-10 

Fraction de Xe 0 1-3 91-84 

SPECTROMETRE DE MASSE ARES/BO 1 

PRINCIPES DE LA METHODE 

Le spectromètre de masse à gaz est conçu pour mesurer des quantités et 

les rapports isotopiques des gaz rares. Il faut au préalable l'étalonner. Le 

standard commode utilisé est l'air pour tous les gaz rares sauf pour l'hélium 

(il est en abondance très faible dans l'air). Pour cet élément, nous analysons 

un échantillon préalablement mesuré par d'autres laboratoires; et un 

ajustement des valeurs d'hélium est fait lorsqu'il y a un écart entre les 

mesures. Pour l'air, au moyen d'un dispositif (fig. 20), nous utilisons une 

quantité connue ( 1,104.10-4 cm3 STP) . La quantité de chaque gaz est connue, 

puisque leur pourcentage dans l'air est bien déterminé (voir U. S. Standard 

Atmosphère, 1962 et Mirtov, 1961). La méthode volumétrique consiste à 

rapporter ces quantités de gaz connues au signal délivré (il s'établit alors une 

relation linéaire entre l'abondance du gaz et le signal délivré pour ce gaz). 

Ainsi il est possible de calculer l'abondance du gaz mesuré dans un 

échantillon. Cette méthode exige la connaissance de la sensibilité de 

S4

3- SOURCE D'IONS 

La source d'ions (fig.18) est une source conçue par Heinrich Baur (EnI 

Zurich, Suisse)[H. Baur, 1980].Ble ne comporte pas d'aimant dans la chambre 

d'ionisation comme dans la source de Nier (Nier A.O., 1950). Le problème de la 

source à gaz est d'accroître le rendement d'ionisation; les ions sont créés par 

collision des atomes du gaz avec les électrons émis par le filament chaud; la 

probabilité de collision est faible dans les conditions où l'on désire travailler. 

La solution réalisée par Nier est de placer dans la source un champ 

magnétique amenant les électrons à faire un mouvement hélicoïdal dans leur 

trajectoire. Celui-ci augmente le parcours des électrons entre le filament et la 

trappe, accroissant ainsi la probabilité de collision. Mais ce procédé paraît 

compliqué; ce type de source se révèle sensible aux variations de pression, à 

la fois pour la sensibilité et la discrimination de masse. 

Baur n'a pas mis de champ magnétique dans la source (fig. 18). Cette 

source est particulièrement étudiée pour que sa sensibilité dépende très peu 

de la pression dans les conditions où l'on travaille [pour des détails, consulter 

Baur, 1980]. Cette source est à symétrie cylindrique. Ble possède un excellent 

rendement qui varie de 20% lorsque la pression partielle passe de 10- 8 à 10-6 

Torr. Nous avons jusqu'à présent, analysé les gaz des échantillons basaltiques 

à des pressions inférieures à 10- 7 Torr. La source produit des ions, les 

accélère dans la direction de l'axe optique du spectro, et les focalise sur une 

fente-source grâce à diverses lentilles électrostatiques (fig. 18). 

La largeur de la fente est 0.15 mm. Ble a été choisie pour obtenir une 

sensibilité importante pour les gaz peu abondants, et pour séparer les 

isotopes du xénon. Par contre, elle ne permet pas de séparer par exemple le 

pic de l'hélium-3 du pic formé par les ions 00+ et T+. Nous verrons dans ce 

qui suit les solutions apportées à ce problème. 

4- COLLECTION DES IONS ET FORMA TlON DU SIGNAL 

Le spectromètre de masse ARESlBO 1 possède un système de deux fentes 

images; une donne accès à la cage de Faraday et l'autre au multiplicateur 

d'électrons (multi). Le gain du multiplicateur est de 17700 à une tension de 

14DOV. Cette valeur élevée offre au spectro une grande sensibilité (voir plus 

loin) . Le multiplicateur d'électrons (17 dynodes) permet de mesurer de très 

petites quantités de gaz (3He, 36A, Kr, Xe) de l'ordre de 10-12 cc STP pour 1'36A 

et 10- 14 cc STP pour le l30Xe; avec la cage de Faraday, on mesure de grandes 

quantités de gaz (4He, 4OA) jusqu'à 10-5 cc STP pour 1'40A et 10-7 cc STP pour 

58

paramètres géométriques] les valeurs des facteurs varient très peu au cours 

du temps. Les valeurs moyennes des facteurs: M 109/F 1011 , M lO 11 /M 109, M 

10 9 /F 1010 ainsi que leurs déviations standard sont respectivement: 145 ± 2; 

85± 1; 1770± 2. Ces valeurs montrent que les facteurs peuvent être considérés 

comme constants au cours d'un temps de quelques jours, mais peuvent varier 

davantage sur un laps de temps de quelques semaines voire des mois. C'est 

pour cela que les facteurs sont déterminés pour chaque mesure.. 

Nous pouvons estimer que l'appareil travaille dans des conditons 

satisfaisantes. 

Des rapports isotopiques supérieurs à 106 peuvent être mesurés après 

détermination des facteurs multi-Faraday. 

Ce spectromètre de masse présente quelques inconvénients. Avec les 

largeurs de la fente source (0.15 mm) et de la fente du multi (004 mm), le 

pouvoir séparateur théorique de l'appareil est de 207; la valeur mesurée du 

pouvoir séparateur est de 190 à 50 % de hauteur du pic. Par contre il a une 

bonne sensibilité. Ce pouvoir séparateur est suffisant pour séparer les 

isotopes les plus lourds, par exemple le xénon, mais insuffisant pour séparer 

le pic de 3He du pic de la contribution en I-ID+ + Tt, il faudrait 600. Cependant, 

la paroi en verre du spectromètre (paragraphe B.II.2) permet d'éliminer 

facilement par étuvage l'hydrogène et les autres gaz adsorbés sur le verre, 

contrairement au spectromètre à paroi en métal qui dégage en général 

beaucoup d'hydrogène; de plus, la mise en place de deux pièges getter SAES 

utilisés à la température ambiante minimise la quantité d'hydrogène dans le 

spectro, c'est à dire la contribution de I-ID+ et Tt sur la masse 3. Par exemple 

(J-ID+ + 1't-)/1-12+ =0,00025,or la quantité de H2+ est mesuré par le spectromètre; 

on arrive ainsi à corriger la contribution en I-ID+ + T+. La contribution en 

l-lD+ + Tt- est en général inférieure à 1 % de 3He mesuré pour les MORE. 

5- MESURES ET CORRECT/ONS 

5-a Mesure d'une prise d'air - Sensibilité - Discrimination de masse 

Pour que les mesures de quantités de gaz et de rapports isotopiques 

soient exploitables, il faut les rapporter à la mesure, d'un standard connu; on 

utilise l'air pour Ne, A, Kr et Xe. Pour l'He, on mesure un échantillon déjà 

analysé par d'autres laboratoires. Nous utilisons cet échantillon comme 

standard. Ceci permet d'évaluer: 

61

Vi = 0,61 cm 3 j V2 = 1022 

3 

cm j V3 = 

0,18515 cm 3 

(volume calibré). 

Figure 20: Appareils pour les prises d'air 

vers 

la 1i gne

2_ d'autre part, les sensibilités pour les divers gaz; 

la sensibilité est le volume du gaz mesuré divisé par l'intensité du signal 

exprimé en mV. Elle permet de calculer les quantités de gaz (méthode de 

comparaison des hauteurs de pics). Nous présentons figure 20 l'appareillage 

destiné à faire des"prises d'air". 

Les volumes successifs servent à diluer le gaz. Mais avant la prise d'air, 

l'ensemble des volumes est vidé jusqu'à obtention d'un vide de 10- 7 Torr. Nous 

séparons en un premier temps une quantité de 0,61 cc STP d'air dans le petit 

volume VI, la vanne v 1 étant fermée; puis les gaz sont détendus dans le 

volume VI + V2 après avoir fermé la vanne vo. Le volume V2 (1022 cc STP) 

nous sert, pour de nombreuses fois, de prise d'air. Avec le volume V3 calibré 

(0,1852 cc STP), nous introduisons dans le spectro, à chaque fois, une quantité 

fixe de gaz lors d'une prise d'air. A ce niveau deux objectifs sont fixés: 

-il faut connaître le volume d'air introduit dans le spectro en supposant qu'il 

est dans les conditions standard de température et de pression; 

-il faut déterminer la sensibilité du spectromètre. 

Pour résoudre ce problème, nous appliquons la loi de MARIOTTE des gaz 

parfaits; et nous supposons que la température est constante et égale à la 

température standard. 

Supposons que Pl représente la pression atmosphérique, la détente du gaz se 

traduit par la relation: 

la deuxième détente du gaz est traduite par: 

or V3

on trouve Vo = 1,10410- 4 cm3 STP d'air et la quantité de chaque gaz, à raison 

de leur proportion dans l'air (tableau 6): 

Tableau 6: quantité de chaque gaz pour une prise d'air 

gaz abondance proportion dans l'air rVol(%)l 

He 579.10-10 cm3 STP 5,24.10-6 

Ne 201.10-9 cm3 STP 1 82.10-5 

A 103.10-6 cm3 STP 934.10-3 

Kr 126.10-10 cm3 STP 1 14.10-6 

Xe 961.10-12 cm3 STP 87.10-8 

Les causes des fluctuations des sensibilités du spectro sont multiples: 

_l'électronique est sensible aux variations de la température bien que le 

spectro soit installé dans une pièce thermo-régulée; 

- le vieillissement du filament du spectromètre; 

- la modification des paramètres géométriques du spectromètre (changement 

de la position de l'aimant lors de l'étuvage du spectro ou d'une ouverture de la 

paroi en verre de celui-ci pour d'éventuelles réparations, etc ... ). 

C'est pourquoi la prise d'air doit être fréquente. Dans la plupart du temps, les 

valeurs des sensibilités restent contantes au cours du temps. Le tableau 7 ci 

aprés indique les sensibilités. 

Tableau 7: sensibilité du spectro pour chaque gaz en cc STP/mV. 

Eléments F 1010 FlO11 M 109 M 10 11 

41-le( 10-11 ) 167 500± 8375 1155± 0057 

20NeOO-12) 7 624± 0076 

36A(l0-13) 8 949± 0181 

84Kr( 10-14) 2,622± 0005 

132Xe(l0-14) 3,640± 0,021 

Pour l'hélium nous avions comparé les valeurs mesurées par D. W. Graham 

(1987) sur des basaltes transitionnels avec celles que nous avions mesurées; 

nous trouvons, après le calcul sur la masse 4, une sensibilité de 1,67510- 9 cm 3 

STP ImV sur F 10 11 et 1,155 10-11 cm3 STP ImV sur M 109. L'erreur sur He à 

partir des données de Graham (987) est estimée à 5 %. Pour le reste des gaz, 

les sensibilités sont obtenues à partir d'une prise d'air. 

66

due au dégazage du creuset et de l'enceinte du four. L'élévation de la 

température augmente l'énergie cinétique des gaz. 

Les gaz du blanc lors de l'expérience de broyage proviennent des surfaces de 

l'échantillon; durant le broyage les surfaces de la bille et du broyeur se 

frottent avec les échantillons frais des MORE entraînant la libération de ces 

gaz (Staudacher et al., 1986). 

5-c Mesure du bruit de fond du spectromètre de masse 

Malgré le pompage par une pompe ionique et l'étuvage du 

spectromètre, il reste toujours du gaz. Ce gaz provient probablement des gaz 

et des hydrocarbures adsorbés sur les parois internes du verre et de la 

désorption de la pompe ionique et des parties métalliques. 

Cette résiduelle de gaz est appelée "bruit de fond" du spectromètre. 

Avant l'introduction du gaz à mesurer (He, Ne, A) il est indispensable 

de mesurer le bruit de fond du spectromètre. Lorsque celui-ci est réalisé, il 

sera déduit de la mesure d'un échantillon, sauf pour le Kr et le Xe. Pour ces 

gaz, il est impossible de détecter un bruit de fond. Les quantités maximales 

limites pour le Kr et le Xe sont environ 0,1-0,3 mY pour chacun; ceci 

correspond à 0,2-0,8.10-14 cm3 STP pour la masse 84 et 0,4-1.10- 14 cm 3 STP 

pour la masse 132. 

A titre d'exemples nous indiquons ci-après quelques valeurs du bruit de fond 

des masses suivantes: 

Tableau: 9 valeurs du bruit de fond des masses: 4, 20,36,40. 

masse abondance 

4 2,3.10-8 cm3 STP 

20 7 0.10-12 cm3 STP 

36 4 0.10-13 cm3 STP 

40 2 0.10-11 cm3 STP 

On peut affirmer que les analyses des échantillons sont réalisées dans 

des conditions satisfaisantes. Tout comme la mesure du blanc de la ligne, les 

masses 4, 20,36,38,40, lors de la mesure du bruit de fond du spectromètre sont 

mesurées sur M 109. Les bruits de fond des masses, 3, 21, 22, 38 ne sont pas 

mesurés parce que les intensités des signaux, comme dans le cas du Kr et du 

Xe, ne peuvent pas être détectées par le spectromètre (très faibles). 

68

S-d Mesure d'un échantillon de gaz 

Après la mesure du bruit de fond du spectro, le gaz peut être introduit. 

La mesure des gaz se fait en statique. Cela consiste à fermer la vanne qui 

communique avec la pompe ionique du spectro ; le gaz est introduit dans 

l'appareil. Après l'entrée du gaz, on attend que les pressions s'équilibrent 

avant de le mesurer. Rappelons que certains gaz sont très abondants dans les 

matériels terrestres (l'isotope 4 de l'hélium: 4He et l'isotope 40 de l'argon: 

4OA) ; or le signal maximal délivré par ARESlBO 1 est de 10 volts. 11 est utile, 

lors de l'introduction du gaz, d'isoler d'abord, avec la vanne VI un petit 

volume VOL aussi bien pour l'hélium que pour l'argon. On vérifie très 

rapidement la quantité de gaz contenue dans ce petit volume; connaissant 

dans le cas de l'hélium le facteur multiplicatif (12 = VOF/ VOl pour l'He), si la 

totalité VOF du gaz peut être mesurée, on introduit tout le volume du gaz dans 

le spectro ; lorsque le signal relatif à 4He est voisin de l'intensité maximale 

mesurable, il est préférable de n'introduire dans le spectro que le petit 

volume VOl. On opère ainsi à cause de la forme du pic: le plat du pic est moins 

bon lorsqu'on approche de la saturation. 

Dans le cas de l'argon, le facteur multiplicatif ( V03 / VOl) est de 5. 

11 est toutefois utile d'introduire au préalable le petit volume VOl pour les 

mêmes raisons précédentes. 

Lorsque la mesure des gaz est réalisée, il faut extrapoler les intensités et les 

rapports isotopiques vers le temps d'introduction du gaz dans le spectromètre. 

Cette opération est nécessaire car il se produit plusieurs phénomènes: 

1) consommation des gaz par ionisation et implantation dans les collecteurs et 

les parois du spectromètre, 

2) échange des gaz avec les gaz des parois internes du spectromètre. Ce 

dernier change parfois significativement les rapports isotopiques. Par 

exemple en mesurant l'argon avec un rapport 4OA/36A important le 

phénomène suivant se produit: 1'40A est consommé (voir le cas précédent) 

mais 1'36A augmente dans le spectromètre dû à un échange du gaz à analyser 

avec des gaz implantés sur les parois qui ont un rapport isotopique 

atmosphérique; il est donc nécessaire de déterminer les intensités et les 

rapports isotopiques des gaz au temps d'introduction du gaz dans le 

spectomètre(fig. 21); 

3) pour l'hélium on peut observer que 4He augmente dû à la diffusion de 

l'hélium atmosphérique dans le spectromètre. Ceci n'influence en général 

pas les rapports 4He/3He dû à la grande quantité d'hélium dans les MORE. 

69

de xénon, l'isotope 130 (BOXe) est utilisé comme isotope de référence 

parcequ'il est stable et non radiogénique. 

Les valeurs brutes obtenues sont ramenées à une seule configuration 

de mesure (grâce aux facteurs multi-Faraday). Ces valeurs sont corrigées: 

- des valeurs du bruit de fond 

- des valeurs du blanc 

- des valeurs de la contribution des masses parasites (HD+, T'+, 4OA2+, 40A+2, 

... ) 

- et de la discrimination de masse. 

Lorsque ces opérations sont réalisées, il est possible de calculer les 

valeurs finales des concentrations et des rapports isotopiques de 

l'échantillon. 

5-1 Calcul des erreurs 

-Erreurs sur les rapports isotopiques corrigés de la discrimination de_masse 

RI(l): rapports isotopiques mesurés de l'échantillon 

1: un paramètre variant de I à une valeur p 

0RI: erreurs sur RI (1) 

Rrrn(l): rapports isotopiques mesurés de l'air 

aRma: erreurs sur Rma(I) 

Ra(l): rapports isotopiques théoriques del'air 

On suppose que l'erreur sur le rapport isotopique de l'atmosphère [Ra(l)] est 

nulle; ce qui est justifié puisque tout le monde utilise les mêmes rapports. 

R2(l): rapports isotopiques de l'échantillon corrigés de la discrimination de 

masse 

Si nous désignons par OR2, les erreurs sur R2(1); 

nous savons que: R2(1) =RI (I).Ra(I)/Rrrn 

En définissant une fonction des variables RI(l) et Rrrn(l), F(RI,Rrrn ): 

F( RI ,Rrrn) =In( R2 (1)) = In(Rl) - ln (Rrrn ) + ln (Ra) 

(dF)2 =(oF/oRI)2 .ORI 2 + (oF/oRrrn)2.oRma2 

- Erreurs sur des rapports isotopiques corrigés du blanc 

lm: intensités mesurées des gaz dans l'échantillon 

0lm: erreur sur lm 

lb: intensités mesurées des gaz du blanc 

72

al b: erreurs sur 1b 

1\3(1): rapports isotopiques corrigés du blanc de la ligne 

0IU: erreurs sur R3(1) 

1\3(1) =(lm.R2(I) - Ib.Ra(l))/(lm -lb) 

0R3 = ([1\2(I)/(Im.R2(I) - Ib.Ra(l)) - lI(Im - Ib)]2.0Im 2 + [Im.oR2/(Im.R2(1) 

Ib.l\a(l))]2 + [(l\a(l)/(lm.1\2(I) - Ib.Ra(l)) - lI(1m -lb)]2.0Ib2}112 

- Erreurs sur la sensibilité du spectromètre 

G(I): quantité de l'isotope d'un gaz mesurée dans la prise d'air (cc STP) 

oc; erreur sur G(I) 

ln: intensité du signal mesurée pour un isotope contenu dans la prise d'air 

(mV) 

al n: erreur sur 1n 

If: intensité du signal d'un isotope de ce gaz dans d'autres fractions de gaz lors 

de la séparation des gaz rares entre eux (seulement pour A, Kr, Xe). 

Iz: intensité du zéro du pic (seulement pour He, Ne, A) 

On suppose que les erreurs sur Iz et If sont négligeables. 

S(I): sensibilité du spectromètre pour un gaz donné (cc STP/mV) 

aS: erreur sur S( 1) 

S(I) =G(I)/(ln + If - lz) 

aS =[(oc;lG(I)) 2 + (OIn/(In + If-Iz) )2]112 

- Erreur sur la concentration d'un isotope du gaz dans l'échantillon 

Ibr: intensité du signal du bruit de fond de ce gaz 

Isf: intensité du signal mesurée pour un isotope de ce gaz contenu dans 

d'autres fractions de gaz lors de la séparation des gaz rares entre eux 

Iz: intensité du zéro du pic 

On suppose que les erreurs sur Iz, Isf et Ibr sont négligeables. 

P: poids de l'échantillon de roche (en gramme: g) 

op: erreur sur P 

C(I): concentration réelle d'un isotope du gaz dans l'échantillon de roche (cc 

STP/g) 

oc: erreur sur C( 1) 

C(I) =(lm + Isf - Ibr - Ib-Iz).S/P 

Nous rappelons que l'erreur peut être calculée à partir de la fonction: 

F(Im, lb, P, S) = In(lm + Isf - Ibr - lb - Iz) + InS - 1n P 

73

et on écrit: (dF)2 = (aF/aIm)2a1m 2 + (aF/aIb )2a1b2 + (aF/aS)2as2 + (aF/ap)2ap2 

lac = [(alm 2 + alb 2 )/(Im + Isf - Ibr - Ib- Iz)2 + (as/S)2 + (ap/p)2]112 

74

CHAPITRE 4 LOCALISATION, DESCRIPTION DES ECHANTILLONS, 

RESULTATS ET DISCUSSION 

A- 1) LOCALISATION 

La localisation des roches analysées est indiquée à la figure 22. Elles 

ont été draguées à l'axe de la dorsale médio-Atlantique lors d'une mission 

Franco-Soviétique à bord du navire océanographique Soviétique AKADEMIK 

BORIS PErROY (Vernadsky Institute for geochemistry Moscow), d'avril à mai 

1985. 

Les échantillons notés 2nD 40 à 2nD 48 sont des basaltes de dorsale (MORS) 

d'âge zéro, récoltés à l'axe entre 12° 24' N et 16° 20' N [figure 22 et 23]. 

L'échantillon 2rrD 40/2 a été prélevé entre la zone de fracture Marathon et la 

zone de fracture Mercurius; 2rrD 43, 2rrD 44, 2rrD 45, se situent sur le haut 

topographique 14° N, limité au Sud par la zone de fracture Marathon et au 

Nord par la zone de fracture 15-20; immédiatement au Nord de la zone de 

fracture 15-20, se situent les zones de prélèvement des échantillons 2rrD 47 et 

2rrD 48. Lors de la même 'mission, d'autres échantillons ont été dragués dans 

l'Atlantique Sud; il s'agit de 2rrD 26 situé à l'axe de la dorsale à 19° 59'30s, au 

Sud-Ouest de l'île de St-Hélène et 2rLD 35 (8° 41' S) sur le flanc Ouest de 

l'anomalie magnétique 13, dont l'âge est de 30 millions d'années (Ma), au 

voisinage de la ligne de coulée Ascension. Aucun de ces échantillons n'a été 

prélevé sur le flanc d'une faille transformante; un des buts de cette mission, 

est d'examiner les variations isotopiques des gaz rares et des traceurs non 

volatils en fonction de la topographie; en d'autres termes, on veut savoir si 

les dorsales océaniques de haute topographie ont la même composition 

chimique que celles de basse topographie; les premières seraient-elles le 

résultat d'une montée de matériel de type point chaud (Schilling et al., 1985)? 

Un échantillon de MORE CH 31-DR 11, appelé "popping rock", de la zone 

FAMOUS, a été dragué en 1972, lors d'une mission du navire océanographique 

Jean Charcot, sur un bord du rift médio-Atlantique à la latitude 36° 49' N, au 

sud des Açores (Hekinian et al., 1973) [figure 22J. 

L'échantillon WPli, qui est une roche de l'île de St'-Paul, est situé près de l'axe 

de la dorsale, dans l'Atlantique Sud (0 0 

56' N,29° 22' W) [Roden et al., 1984J. 

Les localisations précises, les profondeurs de dragage et les vésicularités sont 

indiquées au tableau 10. 

77

ofondeur[m] 

3,000 

4,000 

5,000 

2 TI0 - tJ.C':> 

12 

13 14.· 15 

latitude 

Figure 23: Localisalion des échantillons suivant la profondeur cl la latitude. 

16

Tableau: 10 localisation, profondeur et vésicularités des échantillons 

Sous-échantillons Localisation Profondeur Vésicularité 

rml f%l 

2nD- 26 19° 59'30S 2470 nd 

11 ° 52'90W 

35 8 ° 41' S 4650 nd 

20° 00' W 

40 12° 24' N 4620 nd 

44° 06'09 W 

43 13° 46' N 3510 17,1 

45° 00'60 W 

44 14° 19'90N 3290 1,11 

45° 02'64 W 

45 14° 29'90 N 3750 1,44 

44° 50'25 W 

47 15° 52'84 N 3420 1,83 

., 

46°34'53 W 

48 16° 20'80 N 3440 2,77 

46° 35'50 W 

CH31-DR 11 36° 49'3 N 2480 nd 

3Y 15' W 

WPIi 0° 56' N - nd 

29° 22' W 

nd: la vésicularité n'a pas été déterminée. 

2- DESCRIPTION DES ECHANTILLONS. 

Nous avons sélectionné, lors de la préparation des échantillons, des 

fragments de verres basaltiques. Ceci a été réalisé sous une loupe binoculaire, 

au moyen d'une pointe métallique, en enlevant les phénocristaux. Ces verres 

sont de taille centimétrique. Le choix de ces grandes tailles présente deux 

avantages: 

- le premier consiste à minimiser la surface par rapport au volume ce qui 

permet de réduire la quantité de gaz atmosphérique adsorbé en surface 

(Sarda et al., 1985), 

79

Figure 24: Section agrandie de la "popping rock".

- le second est l'absence de fragmentation des échantillons (durant la 

préparation),· qui limite la perte de gaz contenu dans les vésicules. Ces 

dernières contiennent en effet la majorité des gaz rares de l'échantillon. 

"La presque totalité des échantillons n'a pas fait l'objet d'une étude 

pétrographique mais les compositions chimiques permettent de les classer. 

Les d'éléments majeurs mesurés par Bougault et al. (1988), sur les 

échantillons 2nD 40 à 2rrD 48 (tableau 11), montrent que les basaltes dragués 

entre 10° N et 1r N sont typiquement de composition tholéitique. Ceci est 

aussi valable pour les dragues 2rrD 26 et 2rrD 35. Tous ces échantillons sont des 

verres tholéitiques, avec de rares phénocristaux, à l'exception de 2rrD 40, qui 

contient des phénocristaux de plagioclase et quelques olivines de taille 

centimétrique. 

La proportion des vésicularités a été déterminée sur une coupe polie. Elle est 

de 1 à 3 % en volume, sauf pour la "popping rock" 2rrD 43 (fig. 24) où elle 

atteint 17 %. Cet échantillon est extrêmement riche en volatils: sur le pont du 

navire ont été perçus des sons audibles, des éclatements de vésicules 

immédiatement après le dragage, dus, probablement à l'effet de 

décompression (Communication personnelle à Ph. Sarda); sous cet effet, 

l'échantillon effectuait de petits sauts, d'où le nom "popping rock". L'analyse 

de tous les gaz rares de tels échantillons a été réalisée lors de cette étude. 

L'analyse des éléments majeurs de la "popping rock" CH 31-DR 11 faite par 

Hékinian et al. (1973) [tableau 11] ne présente pas de caractéristiques 

particulières. Elle montre qu'elle a une composition tholéitique. Les cristaux 

d'olivines y sont rares. Ces auteurs notent une vésicularité importante de 

l'ordre de 10% en volume. Cette popping rock CH 31-DR 11, comme celle de la 

drague 2rrD43 a subi des pertes de gaz importantes après le dragage. 

D'après Wiseman (1966), Roden et al. (1984), la roche WPli de St-Paul, vient 

d'un complexe ultramafique mylonitisé. C'est une péridotite à olivine-deux 

pyroxènes-spinelle, contenant 10 à 15% de hornblende clair-marron. 

81

B- PROCEDURES ANALYTIQUES 

Nos échantillons, avant leur mise en place dans le porte-échantillons, 

ont été nettoyés dans un bain ultrasonique d'éthanol ultra pur pendant 10 

minutes et ensuite séchés et pesés. Le poids varie entre 0,5 et 2,5 grammes 

[tableau 13]. 

La méthode d'extraction des gaz rares est décrite au chapitre 3. La 

température des différentes fractions et le nombre de coups pour chaque 

fraction de broyage sont donnés aux tableaux 12 et 13. Les échantillons 

broyés sont notés "C". Un aliquot de la popping rock 2rrD43 a été mesuré dans 

une ampoule de gaz appelée 2nD 43* (tableaux 12 et 13); la préparation de 

celle-ci faite dans le laboratoire des isotopes stables de l'l.P.G. de Paris ( de M. 

Javoy) était destinée à l'analyse des isotopes stables. 

Tous les gaz rares ont été mesurés avec le spectromètre de masse ARESlBO l. 

Les données isotopiques d'hélium de Sarda et al. (1988) ont été incluses. 

C- RESULTATS ANALYTIQUES 

Nous donnons les concentations et les rapports isotopiques des gaz 

rares aux tableaux 12 et 13. Nous avons également reporté les concentrations 

du krypton; par contre les rapports isotopiques de cet élément ne sont pas 

mentionnés car identiques à ceux du krypton de l'air. Les rapports 

isotopiques du néon ont été déterminés par Sarda et al. (1988) sauf pour 2nD 

43 mesuré par fractions de broyage. On doit souligner que les mesures 

d'argon et d'hélium sont: 

a) plus complètes (les très petites quantités de xénon sont parfois impossibles 

à mesurer), 

b) plus précises que celles du xénon. 

C'est pourquoi l'interprétation des données se limitera à l'argon et l'hélium. 

Nos mesures révèlent des variations des rapports isotopiques 40Ar/ 36 A 

e:-..1:rêmement importantes sur une petite distance (450 km): de 340 ± 5 à 28150 

± 330; cette valeur apparaît plus élevée pour les MORE; on petit constater des 

variations similaires des concentrations d'argon, avec des valeurs extrêmes 

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 

pour l'argon 40radiogénique (40A*) [40A* = (40A/36A - 295,5)(36A)], soit un 

facteur 10000 pour les variations d'36A, et 1000 pour celles d'40A*. Ces 

variations isotopiques dépassent celles déjà connues sur les dorsales 

océaniques. De plus, certains des échantillons du segment étudié (14° N) ont 

83

\- ECHANTILLONS DE L'ATLANTIQUE NORD 

a) Les échantillons 2IID 40 à 2IID 48 

L'échantillon 2rrD40/2 situé au sud du haut topographique étudié, dans 

un petit segment de dorsale décalé par transfonnante, est le plus profond de 

l'ensemble de nos échantillons de l'Atlantique Nord (4620 m). Deux aliquots 

ont été analysés suivant deux méthodes d'extraction de gaz; l'un, 2rrD 40/2C 

soumis au broyage en une seule fraction (100 coups), a une concentration en 

36A de 13,8 ± 0,5.10- 12 cc STP/g et un rapport 40A/36A de 22960 ± 560; par 

contre, celui qui est analysé à l'aide de la méthode de chauffage par paliers de 

température (800° C, 1200° C, 1600° C), montre respectivement, 23,1 ± 0,3.10 

12; 64,7± 2,7.10- 12 et 7,8 ± 1,3.10- 12 cc STP/g pour les concentrations en 36A, 

soit une concentration totale de 95,6.10- 12 cc STP/g en 36A, et 19700 ± 260, 

28150± 330et 352± 10 pour les rapports 40A/36A. 

Les rapports 4He/ 3 He de ces deux sous-échantillons sont analogues à la 

moyenne des MORE, 83000et 86000. 

11 est intéressant de noter deux phénomènes: 

- une faible concentration d'argon dans l'aliquot broyé en une seule fraction 

alors que le total de ce gaz dans celui chauffé par paliers de température est 

plus important, d'un facteur 7 (tableau 12). Ceci pourrait signifier que les 

vésicules de cette roche ne sont pas réparties de façon régulière, par 

conséquent les concentrations de gaz dans le verre sont inhomogènes. 

- le rapport isotopique d'argon du premier sous-échantillon (22960) est moins 

élevé que le rapport (25160) obtenu des deux dernières fractions de dégazage, 

à 1200° et 1600° C, du second. 

Nous insistons sur le fait que le broyage des échantillons et le chauffage par 

paliers de température successifs sont deux méthodes complémentaires; la 

première libère les gaz des vésicules et, il semblerait d'après Staudacher et al. 

(1986) qu'elle libère peu de gaz atmosphériques adsorbés sur les surfaces de 

l'échantillon et surtout pas de gaz dissous dans le verre; la seconde méthode 

libère, en général, au palier de température voisin de 800° C ùne proportion 

importante de gaz atmosphériques adsorbés à la surface, dans des fissures, à 

l'exception de l'hélium qui diffuse même à cette température; on note près de 

64 % du total de l'hélium diffusé dans l'échantillon 2nD 40/2 pendant 30 

minutes, et dans les paliers plus élevés les gaz des vésicules et de la matrice du 

verre [jambon et al., 1985; Sarda et al., 1985; chapitre 3]. 11 se pourrait que 

cette différence de concentration soit due à une perte en gaz lors de 

l'éruption du magma de cette roche. Nous verrons plus loin qu'expliquer une 

86

telle différence de concentration en gaz par une non libération de gaz de la 

matrice du verre (méthode de broyage) n'est pas tenable. De même la 

contribution des gaz atmosphériques adsorbés sur les surfaces de l'échantilon 

ne peut expliquer une telle différence de concentration. Par contre, elle 

inlluence fortement les rapports isotopiques (voir partie discussion). 

La "popping rock" 2nD 43 située sur le haut topographique est particulière; 

on observe une forte concentration en gaz rares, avec des valeurs maximales 

de 941,3 ± 28,5.10- 12 cc STP/g en 3He, 55540 ± 490.10- 12 cc STP/g en 20Ne, 

77830± 1720.10-12 cc STP/g en 36A, 337200± 8300.10- 14 cc STP/g en 84Kr et 

1984 ± 37.10- 14 cc STP1g en 130Xe. Ces concentrations sont 4 à 800 fois plus 

importantes que celles de chacun des autres échantillons. La vésicularité (17 

% en volume) est probablement la cause de fortes abondances des gaz rares 

dans cette roche. L'ensemble des trois sous-échantillons de la drague 2rrD 43 

indique des rapports isotopiques 40A/36A compris entre 560 et 28000; quant 

aux rapports isotopiques d'hélium, ils sont voisins de la moyenne des MORE, 

entre 82000et 90000. On note des rapports de production 4He/ 40 A* à partir de 

U + Th et 40K compris entre 2,02 et 2,72, presque voisins de l'estimation 

d'Allègre et al. (1986/87b) pour le manteau supérieur (l,8), nous y 

reviendrons. 

L'aliquote qui a été analysée par broyage progressif (4, 10,100 coups) donne 

des rapports 40A/36A croissant avec le nombre de coups, 16330,25780,et 28000 

alors que la teneur en 36A correspondante diminue, 1483.10- 12 à 37.10- 12 cc 

STP/g (tableau 12). Les concentrations calculées en 40A* radiogénique des 

trois sous-échantillons sont 2,06.10- 5, 2,84.10- 5 et 2,84.10- 5 cc STP/g. 

Les rapports 129Xe/130Xe se corrèlent positivement avec les rapports d'argon; 

ils sont élevés et atteignent une valeur maximale de 7,35 (voir tableau 13). 

Les échantillons 2rrD44 et 2rrD45, sur le haut topographique, ont des rapports 

4He/3He significativement plus élevés que la moyenne des MORB, entre 9CXXX) 

et 100000. 11 est peu vraisemblable que ces hauts rapports isotopiques 

d'hélium soient le fait d'une contamination par l'eau de mer (4He/ 3 He = 

722500) due à la très faible concentration de He dans l'eau de mer. Cependant 

2nD 44 montre un rapport 40A/36A maximal d'environ 5000. Les faibles 

rapports isotopiques d'argon sont probablement dus à la contamination par 

l'eau de mer (40A/36A = 295,5) [voir figure 25]. 

Les échantillons 2rrD 47 et 2rrD 48, au Nord du haut topographique, ont des 

rapports 4He/3He semblables à la moyenne des MORE, entre 81000et 85000. 

En résumé, la valeur maximale des rapports 40A/36A à l'intérieur de chaque 

échantillon 2rrD- est supérieure à 11000, sauf pour la drague 2rrD 44. Les 

87

apports isotopiques de xénon sont corrélés avec les rapports de l'argon. 

Ainsi nous trouvons des rapports élevés de 129Xe/130Xe, 134Xe/130Xe, 

136Xe/ 130 Xe pour les échantillons qui ont de hauts rapports 40A/36A, et vice- 

versa. 

b) La "popping rock" CH 31-DR 11 

Remarquons que les deux aliquots de cette roche soumis à l'expérience de 

broyage en une seule fraction montrent: 

- des rapports 129Xe/130Xe plus élevés que ceux de tous nos échantillons, 7,52 

et 7,68; néanmoins avec une grande erreur due à la très faible concentration 

de xénon de ces échantillons des valeurs élevées sont aussi observées pour les 

rapports 134Xe/130Xe, 2,70 et 2,78, et pour les rapports 136Xe/130Xe, 2,68 et 

2,58. Ceci indique des excès de 129Xe et de xénon fissiogénique par rapport au 

xénon de l'atmosphère. 

- des concentrations élevées en 3He, 1,1.10-10 et 1,5.10-10 cc STP/g avec des 

rapports 4He/3He correspondants d'environ 80000pour les deux aliquots. 

Les rapports de production 4He/40Ar*, 18,2 et 20,3, sont d'un facteur - 10 

supérieurs à ceux de la "popping rock" 2TID43. 

2- ECHANTILLONS DE L'ATLANTIQUE SUD 

a) 2I1D 26 et 2I1D 35 

L'échantillon 2TID 26 collecté à l'axe de la ride possède aussi un haut 

rapport 4He/3He de 94000et un bas rapport 40A/36A de 5500; de même 2TID 35, 

dragué du plancher océanique vieux de 30 Ma, sur le flanc de la dorsale, a un 

haut rapport 4He/3He de 100100 et un bas rapport 40A/36A de 1100 dû 

éventuellement à une contamination par l'eau de mer. 

b) Roche de St-Paul, WP/i 

On note dans cette péridotite à hornblende de St-Paul une 

concentration élevée en 3He, 1,4.10-10 cc STP/g et un rapport 4He/3He 

correspondant élevé de 110300.Cependant le rapport 40A/36A est bas, 1069. 

Nous allons essayer d'expliquer les grandes variations isotopiques de l'argon, 

et le caractère spécifique de l'hélium. 

88

D- DISCUSSION 

11 semble, d'après les études isotopiques menées sur les gaz rares dans 

les basaltes de dorsales océaniques (MORE), que les variations isotopiques 

résultent de plusieurs phénomènes. Dymond et Hogan (1978) observent de 

grandes variations des rapports 40A/36A, de valeurs voisines de celle de 

l'atmosphère aux valeurs supérieures à 16000. Elles seraient le fait de la 

contamination par l'eau de mer. Cette opinion est partagée par plusieurs 

auteurs [jambon et al., 1985; Sarda et al., 1985; Berkhovskiy et al., 1986; Azbel 

et Tolstikhin, 1990]. Ce phénomène est effectif pour tous les gaz rares, sauf 

pour l'hélium [jambon et Zimmermann, 1984; Mamyrin et Tolstikhin, 1984; 

Staudacher et al., 1986]. 

Au cours du processus de fusion partielle du matériel silicaté, les gaz rares 

fractionnent entre la phase liquide et la phase solide. Ils se concentrent dans 

la phase liquide et sont donc considérés comme des éléments incompatibles. 

Cette tendance est d'autant plus marquée que le degré de fusion partielle est 

faible. Un gaz léger s'enrichit plus qu'un gaz lourd dans le liquide (Jambon et 

al., 1985). Selon ces auteurs, les gaz rares légers sont plus solubles que les gaz 

lourds dans le liquide, ce qui expliquerait leur enrichissement par rapport 

aux gaz lourds dans les magmas. Les basaltes de dorsales océaniques résultent 

d'une fusion partielle du manteau, avec un degré de fusion voisin de 5-10 %. 

Il se produit un processus de transfert des gaz rares de la phase solide (le 

résidu) vers la phase liquide [Dymond et Hogan, 1978]. L'équilibre de 

concentrations de ces gaz aurait lieu lorsque le degré de fusion atteint un 

certain seuil; il est raisonnable de penser que les gaz du magma formé 

pourront représenter ceux du manteau source original. 

Notons que le fractionnement des gaz rares entre le liquide et la phase 

gazeuse dépend de la vésicularité. La quantité de gaz rares est plus importante 

dans les vésicules (Kurz et Jenkins, 1981; Jambon et al., 1985). Peut-il y avoir 

un fractionnement isotopique significatif au sein d'un gaz entre deux phases 

(solide et liquide ou liquide et vésicule). Il semblerait que pour différents 

isotopes du même élément, les différences entre leurs 'constantes de 

solubilité sont faibles; de même celles de leurs constantes de diffusion ne sont 

pas remarquablement grandes. Le fractionnement isotopique entre deux 

phases est donc certainement négligeable (Jambon et al., 1985). On n'observe 

pas, selon ces derniers, de grandes différences entre la composition 

isotopique des gaz dans ces vésicules et dans le liquide. Le fractionnement ne 

peut donc être à l'origine des grandes variations de rapports isotopiques. 

89

Revenons sur le fractionnement entre gaz rares. Une autre approche du 

problème consiste à invoquer le phénomène de dégazage. Kurz et al. (1982a), 

Pineau et javoy (1983), Sarda (1983), Sarda et al. (1985), Allègre et al. 

(1986/87b) estiment une perte importante de gaz lors de l'éruption du magma 

et de la mise en place des coulées de laves, environ 98% de gaz ou même plus. 

Les gaz résiduels (dans le magma dégazé) ne peuvent pas représenter du 

point de vue quantité ceux du manteau source. Cette quantification du degré 

de dégazage du matériel mantellique est-elle réaliste? Apporter une réponse 

exacte à cette question paraît problématique; cela suppose que nous 

connaissions comment les magmas perdent une partie de leurs gaz (de leur 

formation à leur mise en place sur le plancher océanique). Essayons 

d'apporter une réponse à ce problème. 

La perte d'hélium par diffusion d'une roche à la température du fond 

océanique (0° C) n'est pas significative. Pour un spécimen, elle peut atteindre 

un diamètre égal à 0,5 cm, qu'après une durée de 100 millions d'années [Kurz 

et jenkins, 1981]. Dans le cas des roches analysées, la perte par diffusion peut 

être considérée comme insignifiante pour les raisons suivantes: 

- les roches draguées sont d'âges zéro sur l'échelle géologique (c'est à dire des 

âges inférieurs à 50000 à 100000 ans), sauf 2nD 35 vieux de 30 Ma. Une 

éventuelle perte d'hélium n'affecterait que les parties superficielles de la 

roche; 

- les spécimens utilisés sont de taille centimétrique; ils sont analysés environ 

un à deux mois après leur préparation. 

Nous pourrons, à titre d'exemple, estimer dans le cas de nos échantillons la 

longueur affectée par la diffusion à la température du plancher océanique 

(0° C). Si nous considérons que d = "(O.t) est la longueur de diffusion, avec 0 

et t respectivement le coefficient de diffusion et la durée de la diffusion, nous 

estimons une longueur de diffusion de 56 pm; soit une longueur 45 fois plus 

petite que le rayon de nos spécimens; 0 à 0° C est égal à (1,0 ± 0,6). 10- 17 

cm 2/s (Kurz et jenkins, 1981); cette longueur affectée par la diffusion est 

insignifiante si nous considérons 100000 ans comme âge maximal de nos 

roches, à l'exception de 2no 35. 

J- 

1-1 

CAS DE L'ARGON 

EFFETS DE CONTAMINA TlON PAR L'EAU DE MER 

Pour vérifier ce phénomène, on reporte les compOSitions isotopiques 

d'argon en fonction de l'inverse de la concentration d'36A (1/36A). Cela 

90

permet de mettre en évidence les mélanges à deux composants qui se 

traduisent par des droites reliant les deux pôles; par exemple l'un peut être de 

rapport 40A/36A bas, comme le pôle atmosphérique; l'autre, de rapport élevé, 

serait un composant pas contaminé. Ainsi, deux diagrammes de ce type sont 

utilisés pour examiner le cas des échantillons 2nD 43 et 2nD 44 affectés par 

d'importantes variations isotopiques. Les données en gaz total sont utilisées, 

c'est à dire le gaz de toutes les fractions dans le cas de dégazage par paliers de 

température, ou celui des trois fractions pour le cas de paliers successifs de 

broyage. 

La figure 25a, correspondant à 2nD43, montre un certain nombre de valeurs 

40A/36A très faibles (560,1100) et une de 28000. Les données des trois aliquots 

broyés définissent une corrélation linéaire, avec un rapport initial de 260 ± 

60. Ceci est certainement dû à la contamination par l'eau de mer de rapport 

isotopique 40A/36A égal à 295,5 et dont la teneur en 36A est 1,27.10- 6 cc STP/g 

.[Bieri et Koide, 1972], comparée à une teneur moyenne de 0,74.10- 10 cc STP/g 

dans les MORE [Allègre et al., 1986/87b]. 

En admettant un rapport 40A/36A magmatique de 28000, essayons d'estimer le 

pourcentage de contamination en 36A dans les deux aliquots 2nD 43 broyés à 

bas rapports 40A/36A 560et 1100. 

On peut écrire: 

ech = MORE + dsw avec dsw: deep sea water (eau de mer); et ech: 

échantillon. 

on a: 40Aech =40AMORB + 40Adsw 

36Aech = 36AMORB + 36Adsw 

Nous notons: 40/36 =40A/ 36 A 

91

on pose a = 

(4D/36)MORB . 36AMORB + (4D/36)dsw .3 6 Adsw 

(4D/36)ech =a(4D/36)MORB + (1-a)(40/36)dsw 

a: désigne la fraction d'36A des MORE dans l'échantillon, (4D/36)dsw = 295,5 et 

(4D/36)MORB =28CXXl 

évaluation de a: a = 

(4D/36)ech - (4D/36)dsw 

(4D/36)MORB - (4D/36)dsw 

Nous trouvons que 99 % et 97 % d'36A pour des rapports respectifs de 560 et 

1100 sont d'origine "eau de mer" (dsw). Cette contamination ne semble pas 

affecter les rapports d'hélium; la teneur en hélium dans l'eau de mer: 3He = 

6,3.10- 14 cc STP/g, 4He = 4,54.10- 8 cc STP/g [Bieri et al., 1966; Bieri et Koide, 

1972]est très faible comparée à celle des MORB: 3He = 2,66.10- 10 cc STP/g, 4He 

=2.10- 5 cc STP/g [Allègre et al., 1986/87b]. 

Pour les échantillons de la drague 2rrD 44, les rapports 40A/36A sont plus 

petits que 5000; les données de cet échantillon (fig. 25b) présentent 

également une corrélation linéaire avec un rapport initial de 262 1: 40 ( 

encore voisin du pôle atmosphérique); seul l'échantillon 2rrD 44/centre ne 

s'aligne pas avec les autres échantillons 2rrD 44. Nous pensons qu'il s'est 

produitune perte importante de gaz; la même observation peut être faite pour 

2rrD 44/S3c, mais il reste proche de la droite de corrélation. Un argument 

plausible, est qu'une partie du gaz correspondant à 20 % d'argon n'a pas été 

libérée lors du broyage; ce gaz réside peut-être dans les petites vésicules ou 

dans la matrice du verre; une autre explication possible est que le sous 

échantillon a perdu plus de vésicules lors de l'éruption que d'autres. 

93

Nous pensons, en dépit de ces phénomènes, qu'il y a une contamination de 

2nD 44par l'eau de mer, comme pour 2nD43. 

Peut-on envisager une cause analytique pour expliquer ces corrélations? 

L'hypothèse d'une contamination au cours de l'analyse paraît exclue, car 

aucune fuite d'air n'a jamais été observée dans le broyeur ou dans le four 

d'extraction lors de l'expérience de blancs, ou dans les analyses précédentes. 

Envisager une contamination de la source des MORE semble impossible car les 

hétérogénéités auraient une échelle centimétrique; notons que les 

échantillons différents représentent des aliquots. Il est possible qu'un petit 

nombre de vésicules aient éclaté lors de l'éruption ou plus tard; elles ont 

piégé l'eau de mer et se sont refermées, pendant que le verre était encore 

mou. Ce phénomène peut se produire à petite échelle sans affecter des 

rapports 4He/3He, compte tenu de la faible concentration de l'eau de mer en 

hélium. 

La cause probable des grandes variations isotopiques d'argon dans nos 

échantillons est une contamination par l'argon atmosphérique dissous dans 

l'eau de mer (40A/36A = 295,5). Ce processus de mélange bipolaire est-il 

suffisant pour expliquer les hétérogénéités observées sur la dorsale? N'est-il 

pas· nécessaire (Langmuir et al., 1978) de faire appel à un processus de 

mélange multipolaire où différents réservoirs pourraient être impliqués? 

1-2 AUTRES SOURCES DE CONTAMINA TlON 

Nous utilisons trois types de diagrammes où l'on reporte les résultats 

obtenus sur les basaltes des dorsales (MORE), des échantillons de Hawaï, l'eau 

de mer (dsw) et l'air [Allègre et al., 1986/87b].Ce mode de représentation a été 

utilisé par Staudacher et al. (1986) et permet de caractériser les différents 

réservoirs terrestres d'après les rapports entre gaz rares. 

Examinons d'abord le diagramme où les rapports 40A/36A sont en fonction de 

130Xe/36A (fig. 26). Deux domaines bien définis apparaissent, celui des 

basaltes des dorsales dont les valeurs des rapports 40A/36A sont supérieures à 

10000,et celui bien défini par les échantillons de Hawaï qui représenteraient 

un domaine profond et primitif [Kurz et al. (1982a, 1983); Kaneoka et al., 1983; 

Staudacher et al., 1986; Allègre et al., 1986/87b]. Certains échantillons 

analysés que nous estimons être contaminés par des gaz atmosphériques se 

trouvent éparpillés entre le domaine des basaltes de dorsales et le domaine 

air- eau de mer. La contamination est extrêmement 

95

vésicules sont perdues dès la montée du magma vers la surface, laissant un 

liquide de rapport 4He/ 40 A* égal à 12; pendant l'éruption sur le plancher 

océanique, il forme de nouvelles vésicules avec un rapport 4He/ 40 A* de 6 

dans les vésicules et de 43 dans le verre. Un tel processus à deux étages peut 

être envisagé pour 2nD 40/2 mais non pour la popping rock 2nD 43. Nous 

pensons que le magma de la roche mère de la popping rock 2nD 43 arrive en 

surface sans subir le processus proposé par Jambon et al. (1985). Dans le cas 

des basaltes de dorsales, l'équilibre isotopique est atteint pour l'hélium entre 

le verre et les vésicules (Kurz et Jenkins., 1981); de plus l'équilibre de 

solubilité (Jambon et al., 1986) implique que tous les gaz rares de la popping 

rock 2nD43 soient dans les vésicules. 

La valeur du rapport 4He/40A* de 1,8 du manteau supérieur estimée par 

Allègre et al. (1986/87b) correspond à la valeur 1,7 estimée par Azbel et 

Tolstikhin (1990). Ble est aussi en accord avec celle comprise entre 0,5 et 2 

donnée par Berkhovskiy et al. (1986). Celle trouvée dans la popping rock 2nD 

43 (2,08 ± 0,05) est voisine de ces valeurs. Les rapports 40A/36A dans cette 

roche oscillent d'une valeur presqu'atmosphérique (560) à une très grande 

valeur, 28000,qui constitue le record des MORE. Nous avons montré (fig. 25a) 

que le processus de contamination par l'eau de mer est responsable des 

grandes variations de ces rapports d'argon. On peut considérer que le haut 

rapport 40A/36A de 28000 de cet échantillon peut être représentatif des 

valeurs du manteau supérieur. Ce point de vue est confirmé par des relations 

observées dans des verres des MORB, telles que des rapports 40A/36A en 

fonction des rapports 87Sr /86Sr et 40A/36A en fonction de 129Xe/130Xe 

[Allègre et al. (1983, 1986/87b); Sarda et al., 1985]. En fondant également nos 

arguments sur les fortes concentrations en gaz rares de cette roche liées à sa 

grande vésicularité (17 % en volume), et son rapport 4He/40A* (2,08 ± 0,05) 

voisin de celui du manteau source des MORE, il est raisonnable de penser que 

les gaz rares des vésicules de cette roche représentent le mieux, du point de 

vue rapports des éléments HelA, NelA, KrlA, XelA etc.., les gaz rares dans le 

magma avant la vésiculation. Le modèle des rapports des abondances des gaz 

rares dans les vésicules de cette roche représenterait celui des gaz rares dans 

le manteau source des MORB. Nous pouvons par conséquent, à partir de ce 

modèle (similaire à celui de la figure 27 a et b), estimer les abondances des 

gaz rares dans le manteau supérieur. 

De hauts rapports isotopiques de néon (Sarda et al, 1988), d'argon et de xénon 

(tableau 13) des deux premières fractions (4, lOcoups) ont été obtenus dans le 

broyage progressif de l'aliquot 2l1D 43. Ces hauts rapports isotopiques 

99

(i)lll11: abondance estimée en 3He, 20Ne, 36A, 84Kr ou en BOXe dans le 

manteau supérieur; l'abondance des autres isotopes peut être connue à partir 

des rapports isotopiques des gaz rares dans ce réservoir. Nous nous sommes 

servis, pour le calcul ci-dessus, de l'abondance [(36A)tnll] en 36A dans le 

manteau supérieur, estimée à 2,7.10- 10 cm3/g par Allègre et al.., (1986/87b); 

celle-ci est en accord avec la valeur de 2,89.10- 10 cm3/g indiquée par Azbel et 

Tolstikhin (1990). L'estimation de cette valeur est fondée sur l'inventaire de 

l'argon 36 dans l'atmosphère. Cet inventaire repose sur le modèle du degré de 

dégazage du manteau supérieur selon lequel 99,60% d'36Ar se trouvent dans 

l'atmosphère (Sarda et al., 1985). Ceci est accepté par plusieurs auteurs 

[Jambon et al., 1985; Allègre et al., 1986/87b; Azbel et Tolstikhin, 1990]. La 

quantité d'36A dans l'atmosphère est estimée à 5,58.1015 moles (1,25.10 20 

cm3). Ceci implique qu'il reste dans le manteau dégazé environ 0,4 % d'36A. 

Partant de la masse totale du manteau est 4,1.1027 g, Allègre et al. (1986/87b) 

estiment (cf., chapitre 1, paragraphe B.8) que 46 % du manteau sont dégazés, 

soit une masse de 1,89.1027 g, laissant une concentration résiduelle de 2,7.10 

10 cm3/g. 

Nous cherchons à estimer l'abondance des gaz rares restant dans le manteau 

supérieur par rapport au manteau inférieur notée um/lm; lm désigne le 

manteau inférieur. Les bases de calcul pour l'obtenir se présentent de la 

façon suivante: 

um/lm = (i)tnll/(i)lm 

le symbole(i) est défini ci-dessus; Ohm, désigne les abondances des gaz rares 

précités dans le manteau inférieur (cf. tableau 14). Elles sont estimées par 

Allègre et al. (1986/87b) à partir des données de Loihi mesurées par 

Staudacher et al. (1986). 

De même nous estimons l'abondance des gaz rares restant dans le manteau 

supérieur par rapport au manteau inférieur normalisée à l'argon 36 (du 

101

um 

lm 

0.1 ,...0---------------------'1 

0.01 

0.00 1 

3 He 22 Ne 36 Ar . 

Figure 29: Abondances des gaz rares restant· dans le manteau supérieur par 

rapport ·au manteau inférieur en fonction des masses des isotopes 

ct e réféÎ'erïce.

eservoir correspondant) que nous pouvons noter: (um/lm)36A ou 

(um/ 36 A)/(lm/36A). Tous les résultats sont consignés au tableau 14. 

Que nous apprennent ces résultats? 

Le Kr et le Xe sont 2 fois et 4 fois moins dégazés que l'argon. En revanche le 

22Ne est plus dégazé que 1'36A. Ceci a déjà été mis en évidence par Allègre et 

al. (1986/87b) et Azbel et Tolstikhin (1990) ; et c'est en accord avec la 

suggestion [cf., chapitre 4, paragraphe D] de Jambon et al. (1985) selon 

laquelle, au cours du processus de fusion partielle du matériel silicaté, un gaz 

rare léger s'enrichit plus qu'un gaz rare lourd dans le liquide; il résulte, en 

termes de fractionnement de masse lors du dégazage, que les gaz rares légers 

sont plus appauvris que les gaz rares lourds dans le manteau supérieur (le 

résidu). 

Le diagramme de l'abondance des gaz rares restant dans le manteau supérieur 

par rapport au manteau inférieur en fonction de la masse des isotopes de 

référence (fig. 29) décrit une droite de corrélation linéaire entre le nNe et le 

l30Xe. L'hélïum-3 et le néon 20sont surabondants dans le manteau supérieur. 

Sarda et al. (1988) estiment que l'excès de 20Ne (hauts rapports 20Neln Ne) 

trouvé dans les verres de MORE s'explique par un fractionnement de masse 

lors de la migration du Ne du manteau inférieur vers le manteau supérieur, 

ou par l'introduction de matériel extraterrestre sous forme de 

micrométéorites contenant du Ne de type solaire. Cette introduction de 

matériel extraterrestre se serait produite par subduction rapide très tôt dans 

l'histoire de la terre après que le manteau se soit fortement dégazé. 

Si les gaz légers sont plus appauvris que les gaz lourds dans le manteau 

supérieur, et si on suppose une corrélation linéaire du xénon-l30 à l'hélium 

3 (droite en pointillé sur la figure 29), il résulte (dans la figure 29) une 

valeur de 2,6 % d'3He primitif, ou 4,84.10- 12 cc STP/g (ou 0,0026.lm) qui 

auraient dû rester dans le manteau supeneur; cette concentration 

correspond à une quantité de 4,07.1011 moles d'3He. 

Cette valeur ne correspond pas avec les résultats de nos calculs (tableau 14). 

La teneur en hélium-3 serait de 1,74.10- 10 cc STP/g (l,JO.1013 moles) dans le 

manteau supérieur (voir point représentatif sur le trait plein de la figure 

29). Nous déduisons, pour ce réservoir, une concentration en 4He de 1,5.10- 5 

cc STP/g, en considérant que le manteau supérieur a un rapport moyen 

4He/3He de 86000. 

L'estimation de la teneur en hélium du manteau supérieur est difficile à l'aide 

du système manteau-atmosphère, puisque l'hélium quitte l'atmosphère pour 

103

Tableau 14: abondances des gaz rares dans la popping rock, dans le manteau 

supérieur, dans le manteau inférieur. 

2rrD43 

3He 20Ne 22Ne 36A 84Kr BOXe 

10+100 06452 08356 00633 =1 00591 0,0008305 

Coups 

manteau 

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 

(cc STP/g) 

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 

manteau 

inférieur 186.10- 9 483.10- 8 493.10- 9 65.10- 8 1 58.10- 9 130.10-11 

(cc STP) 

um/lm 0,0938 0,00467 0,00347 0,00415 0,01010 0,01725 

(um/lm)36 A 22,6 1,125 0,8361 =1 2,434 4,157 

l'espace [Axford, 1968; Banks et Holzer, 1968; Sheldon et Kern, 1972; Kurz, 

1982; Allègre et al, 1986/87b].On voit sur la ligne 6 du tableau 14 que 1'3He est 

plus abondant d'un facteur 23 que l'36A. Ce fait a déjà été signalé par certains 

auteurs [O'Nions et Oxburgh, 1983; Kurz et al., 1985; Allègre et al., 1986/87b]. 

Ils interprètent la forte concentration en 3He du manteau supérieur comme 

le résultat de la migration d'hélium du manteau inférieur vers le manteau 

supérieur. 

La quantité d'3He (4,07.1011 moles) dans le manteau supérieur indiquée par le 

point sur la droite de corrélation (en pointillé dans la figure 29) est 36 fois 

inférieure à celle donnée dans le tableau 14 (1,10.1013 moles); ceci constitue 

un bon argument en faveur d'une migration d'hélium du manteau inférieur 

vers le manteau supérieur. Il y a donc une différence en 3He de 1,06.1013 

moles. Cette quantité serait accompagnée de 2,6.1017 moles d'4He (déduit du 

rapport moyen 4He/3He de 25000 du manteau inférieur) qui correspondent à 

27 % d,4He du manteau supérieur. Ce phénomène aurait changé de 27 % le 

rapport 4He/40A* estimé par Allègre et al. (1986/87b), pour le manteau 

supérieur, entraînant une augmentation de ce rapport estimé de 1,8 à 2,3 

voisin de celui que nous avons mesuré dans la popping rock 2rrO 43. 

Les rapports 4He/40Ar* de 200u même plus élevés trouvés dans des verres de 

MORE (Allègre et al., 1986/87b), comme par exemple ceux de cette étude 

(tableau 12), peuvent s'expliquer de deux façons: 

104

on pose (4/3 )MORB = 86000; (4/3)dsw = 722500;(4/3)ech = 1()(()(X) 

on a: a= 

(4/3)ech - (4/3)dsw 

(4/3)MORB - (4/3)dsw 

=0,98 

alors 98 % d'3He est d'origine MORE, et 2 % d'3He est d'origine eau de mer 

(dsw), soit 1,9.10-12 cc STP/g d'3He, en même temps on devrait incorporer: 

1,9.10- 12. (36A/3He)dsw = 3,9.10- 5 cc STP/g d'36A d'eau de mer [on rappelle, 

voir plus haut, que pour l'eau de mer: (3He) = 6,3.10- 14 cc STP/g; (4He) = 

4,54.10- 8 cc STP/g; (36A) = 1,27.10- 6 cc STP/g]; cette dernière concentration 

(3,9.10- 5 cc STP/g) est plus grande que les 1,54.10- 9 cc STP/g d'36A mesurés 

dans 2ITD 44/S3. Les hauts rapports 4He/3He de ces échantillons ne sont pas 

dus à la contamination directe par l'eau de mer. 

L'échantillon 2ITD 35 paraît un cas spécial, parce qu'il provient d'une croûte 

océanique vieille de 30 Ma, et peut probablement contenir de 1'4I-Ie 

radiogénique. Nous ne chercherons pas à calculer la contribution en 4He due 

à l'uranium et le thorium contenus dans cette vieille croûte océanique, car 

ces derniers ne sont pas mesurés. On sait néanmoins, d'après de nombreuses 

mesures de ces éléments faites dans les verres de basaltes de dorsales, que 

leur abondance est très variable; la teneur en K est comprise entre 336 et 

4073 ppm [Dymond et Hogan, 1978; Sarda et a1., 1985; Allègre et al., 1986/87b; 

Staudacher et Allègre (1988, 1989b), Azbel et Tolstikhin, 1990]; celle de 

l'uranium (total des trois isotopes) oscille entre 18 et 320ppb [Tatsumoto, 1968; 

Sarda et al.) 1985;Allègre et al., 1986/87b;Staudacher et Allègre (1988, 1989b); 

Azbel et Tolstikhin, 1990]; pour le thorium, on observe des valeurs comprises 

entre 45 et 800ppb; il faut noter que des rapports K/U et Th/U dans les verres 

de MORE respectivement égaux à 12700(Jochum et al., 1983) à un écart de 2 % 

près et 2,5 à 8 % près sont communément acceptés par les géochimistes. 

II -2Variations des rapports 4He/ 3 He avec la latitude, 

et avec la profondeur 

Les rapports isotopiques d'hélium sont portés en fonction de la 

latitude (fig. 30) et de la profondeur (fig. 31). Existe-il une corrélation entre 

les rapports isotopiques d'hélium et la topographie à l'image de ce qui est 

106

Il ressort de ce qui précède, que les anomalies isotopiques d'hélium ne sont 

pas dues à l'eau de mer. Elles ne sont pas davantage dues à du matériel 

provenant du réservoir OIE à forte teneur en 3He ("high 3He hot 

spot")[4He/3He =25000],puisque l'on aurait de bas rapports d'hélium. 

Pour ce faire nous allons coupler les rapports isotopiques d'hélium avec les 

rapports 87Sr /86Sr ou des rapports d'éléments en trace non gazeux, comme le 

NblZr. 

11-3) Variations des rapports 4Hef3He avec les rapports d'éléments 

traces Nb/Zr 

Les rapports d'éléments incompatibles NblZr peuvent être de bons 

indicateurs de source [Schilling et al., 1985]. Les rapports Nb/Zr sont 

équivalents aux rapports La/Sm, Ce/Sm [rapports (terres rares 

lourds)/(terres rares légers)]. Ainsi de hauts rapports Nb/Zr sont 

caractéristiques de domaines du manteau faiblement appauvris ou même 

enrichis en éléments incompatibles par rapport à une terre moyenne 

supposée chondritique. 

Pour l'Atlantique Nord, les rapports 41-Ie/ 3He sont portés en fonction des 

rapports NblZr (fig. 32) mesurés par Bougault et a1. (1988). 

Outre les points de notre étude, nous y avons reporté des données de domaines 

étudiés par d'autres auteurs: les rapports 4He/3He des MORB typiques (M) 

[Kurz et al., 1982b; Allègre et al., 1986/87b], Loihi (L) et la Réunion (Re) 

[Staudacher et a1., 1986], des sédiments (S) et la croûte continentale [Allègre 

et a1., 1986/87b; Staudacher et a1., 1988], Bouvet (B), Gough (G) [Kurz, 1982], 

Tristan da cunha (T) [Kurz et al., 1982a], St-Hélène (SH) [Graham, 1987]; pour 

les valeurs des rapports Nb/Zr des MORE typiques [Schilling et a1., 1985]; pour 

les îles de la Réunion, et de Tristan da Cunha [Newson et a1., 1986; Weaver et 

al., 1986], Gough [Le Roex, 1985], Loihi [Hawkins et Melchior, 1983; Frey et 

Clague, 1983], Bouvet [Le Roex et Erlank, 1982], St-Hélène [Wood et a1., 1981]; 

des sédiments océaniques et la croûte continentale [Taylor et McLennan, 

1985]. La valeur du rapport Nb/Zr de la roche de St-Paul (St- P) n'est pas 

donnée dans la littérature, mais nous l'avons estimée à partir des mesures des 

terres rares (REE) réalisées par Roden et a1. (1984). 

On observe (fig. 32) une augmentation des rapports 4He/3He avec les 

rapports Nb/Zr. La courbe sur laquelle s'étendent la plupart de ces données 

passe par les points représentés par St-Paul, Gough, St-Hélène, Tristan da 

Cunha. Le domaine étudié peut être expliqué par un mélange entre le pôle 

109

domaine de 14° N (surface allongée et ombrée) [Oosso et Bougault, 1986; Dosso 

et Bougault en préparation] . 

11 apparaît (fig. 33) trois pôles: les MORE (M) (4He/3He = 86000; 87S r /86Sr = 

0,7022), Loihi (L) (4He/3He = 25000; 87Sr /86Sr = 0,7035), et le pôle 

radiogénique (S) (4He/3He = 107; 87Sr /86Sr =0,715). 

Certains verres des MORB, le domaine l, la ride Reykjanes et l'Islande se 

situent sur une courbe de mélange entre le pôle MORE et un composant du 

manteau inférieur représenté par Loihi Sea-mount. Les échantillons de 14° N 

de l'Atlantique, certains basaltes des dorsales (points noirs), le domaine II, les 

roches de St-Paul, Tristan da Cunha, Gough se placent sur une courbe de 

mélange entre le pôle MORE et le pôle radiogénique (S). Ce pôle radiogénique 

pourrait être un mélange de croûte océanique (matériel basaltique + 

sédiments) et de croûte continentale subduites qui formeraient une zone du 

manteau enrichie en U, Th. Cette zone du manteau pourrait être celle appelée 

Je "mesosphere boundary layer" par Allègre et Turcotte (1985); elle serait 

située, d'après ces auteurs, à la base de la partie supérieure du manteau. 

Les positions des îles de la Réunion et de Bouvet, des basaltes de la dorsale du 

Sud-Est Indien près d'Amsterdam (02, 05) indiquent que ces domaines 

résultent d'un mélange des trois pôles (MORE, manteau inférieur, et le 

matériel subduit) [Langmuir et al., 1978] 

Pour notre étude, l'utilisation conjointe des rapports 4He/3He et des rapports 

Nb/Zr ou 87Sr /86Sr montre que la présence d'un composant du manteau non 

appauvri et non dégazé est à exclure. Nous pensons que les échantillons 

étudiés appartiennent à un plume de petite taille qui a pris sa source dans 

cette zone limite du manteau, riche en U, Th. Ce plume se serait mis en place 

sous la ride à 14° N. Il pourrait être constitué de croûte océanique avec ses 

sédiments et de croûte continentale subduites. La subduction de celle-ci ne 

s'est pas accompagnée par l'introduction de gaz rares dans le manteau; selon 

Staudacher et al. (1988), Azbel et Tolstikhin (1990), les zones de subduction 

sont des barrières pour les volatils. L'échantillon 2nO 45 qui présente de 

hauts rapports 4He/3He et 40Ar/36Ar confirme cette suggestion, sinon on 

aurait les rapports d'argon voisins de l'atmosphère. 

Dans ce matériel recyclé, l'argon produit par le K injecté dans le manteau est 

insuffisant, même pendant une durée d'un milliard d'années, pour élever 

d'une façon significative les rapports 40A/36A, si on réinjectait des quantités 

significatives d'argon atmosphérique. 

Le fait que les valeurs des rapports 4I-Ie/3He de cette zone étudiée soient 

limitées (significativement plus grandes que celles du manteau inférieur et 

celle de la moyenne des MORE, et moins grandes que celles de la croûte 

113

continentale) signifie que la "mesosphere boundary layer" est une zone 

hétérogène. 

E- CONCLUSION 

Les résultats de cette étude montrent que deux échantillons, 2IT040/2 et 

2nD43, de la zone étudiée ont de hauts rapports 40A/36A d'environ 28000. D:: 

grandes variations et de bas rapports 40A/36A observés dans les échantillons 

du segment 14° N sont probablement dus à la contamination par l'eau de mer· 

pendant l'éruption. L'expérience de broyage progressif montre que les gaz 

des petites vésicules sont légèrement moins contaminés par l'eau de mer que 

ceux des grandes vésicules. 

Une des roches analysées, la popping rock 2nO 43 présente un rapport 

4He/ 40 A* de 2,08 voisin de celui estimé pour le manteau supérieur (- 1,8). 

Ceci signifie les gaz rares de cette roche ont été peu affectés par le 

fractionnement lors de la fusion partielle, de la montée du magma et de son 

éruption sur le plancher océanique. La distribution des gaz rares de cette 

roche reflèterait celle du manteau supérieur. A partir de là, nous avons 

estimé la concentration en 4He de 1,5.10- 5 cc STP/g dans le manteau 

supérieur. 

Il ressort des données d'hélium qu'il n'y a pas une bonne corrélation à petite 

échelle entre les rapports 4He/3He et la bathymétrie sur le segment étudié de 

l'Atlantique Nord et par conséquent une corrélation positive entre les 

rapports 4He/3He et Nb/Zr. 

L'utilisation conjointe des rapports d'hélium avec les rapports Nb/Zr et 

87Sr /86Sr suggère que le haut topographique 14° N est formé d'un petit 

panache. Ce panache pourrait venir d'une zone du manteau, riche en U et Th 

, qui aurait stocké de la croûte océanique et des sédiments océaniques. Cette 

zone serait confondue à la "mesosphere boundary layer" qui serait localisée à 

la base de la partie supérieure du manteau. 

114

DEUXIEME PARTIE DE LA THESE 

Titre du sujet: 

ETUDE K-A et 40A_39A DE ROCHES METAMORPHIQUES DE LA CHAINE 

CARAIBE VENEZUELIENNE. CONSEQUENCES GEODYNAMIQUES. 

115

116

Chapitre 1 INTRODUCTION 

L'avènement de la tectonique des plaques a conduit à une révolution 

dans les concepts sur la formation des chaînes de montagnes (Dewey et Bird, 

1970). Désormais, toute reconstruction géodynamique qui porte sur les 

systèmes mésozoiques ou plus récents doit prendre en compte les données de 

terrain et celles de la cinématique des plaques à l'image de ce qu'ont proposé 

pour la Méditerranée Dewey et al. (1973). Comme autre exemple de cette 

démarche, on peut citer le modèle d'évolution tectonique proposé par 

Tapponnier (1977) pour les Alpes où l'auteur tient compte des contraintes 

apportées par la géologie et la géophysique. 

Le domaine caraïbe, objet de notre étude, n'a pas échappé à cette nouvelle 

mode. Pour faire une reconstruction de cette région en termes de tectonique 

des plaques, les auteurs sont partis soit d'un point de vue géophysique, Ladd 

(1977), Morgan (1981), Leclere-Vanhoeve et Stephan (1985), PindeIl et al. 

(1988), soit d'un point de vue géologique, Maresch (1974), Stephan et al. 

(1980), Beck (1983,1985), Stephan et al. (1989). Cependant, Ross et Scotese 

(1988) ont proposé une approche qui allie les deux types de données.. 

Avant de présenter l'objet précis de cette étude qui porte sur la datation K-A 

et 40A39A des formations métamorphiques de la chaîne caraïbe du Vénézuela 

il importe d'examiner successivement: 

- la géologie de cette chaîne. Pour ce faire, nous nous référons aux synthèses 

faites par l'«école française», Stephan et al. (1980); Beck (1983, 1985); 

Stephan (1985); Stephan et al. (1989) et aux travaux de Maresch (1974,1975); 

- les modèles récents d'évolution géodynamique du domaine caraïbe. Il nous 

convient dans ce sens de présenter les travaux récents de Pindell et al. (1988) 

et de Ross et Scotese (1988). 

A -CARACTERES GEOLOGIQUES ESSENTIELS DE CHAINE CARAIBE 

VENEZUELIENNE 

La chaîne caraïbe du Vénézuela borde la frontière Sud de la plaque 

caraïbe. Elle possède des caractéristiques de chaîne alpine à savoir: 

- l'existence de matériel de type océanique sous forme de massifs 

ophiolitiques; 

- des zones «eÀ1:en1es»bien développées avec des flyschs et des molasses; 

- une tectonique de nappes importante; 

117

- plusieurs ceintures métamorphiques. 

L'allure générale de la chaîne est donnée à la figure 34. Elle est empruntée à 

Beck (1983). Elle est constituée d'un empilement d'unités tectoniques de 

direction Est-Ouest. Une coupe synthétique N-S offre le schéma suivant (fig. 

35): 

)- L'ALLOCHTONE COMPLEXE ET POLYPHASE DE LA RA 

Dénommée ainsi par Stephan et al. (1980), cette formation correspond à 

un vaste anticlinal constitué par un empilement de nappes qui comprend de 

bas en haut: 

l'unité de la cordillère côtière 

Elle se trouve au cœur de l'anticlinal évoqué ci-dessus. Elle est 

composée d'un socle. paléozoïque (7) métamorphisé, et d'une couverture 

sédimentaire détritique et carbonatée d'âge jurassique supeneur à sénonien 

inférieur. L'ensemble a subi un métamorphisme général dans le faciès 

schistes verts et est traversé par des plutons granitiques datés du Sénonien 

supérieur (Santamaria et Schubert, 1974). 

Des séq uences basiques métamorphisées comme celle de Todasana sont très 

fréquentes. Leurs relations tectoniques avec l'encaissant sont mal élucidées. 

- l'unité «frange côtière-Margarita» à éclogites et péridotites 

C'est une étroite bande côtière discontinue le long de la côte depuis 

Puerto Cabello à l'Ouest jusqu'au Cabo Codera à l'Est. On la retrouve bien 

développée dans l'île de Margarita. Elle apparaît là où elle a été bien étudiée à 

Puerto Cabello (Morgan, 1970) et dans l'île Margarita (Maresch, 1974,1975), 

comme un empilement complexe de schistes graphiteux, de métavolcanites 

(faciès schiste vert) et de roches à métamorphisme de haut grade comme des 

amphibolites à grenat et des éclogites qui seraient de nature tholéitique. 

L'âge de ce métamorphisme est l'objet de sérieuses controverses comme nous 

le verrons plus loin. Cette unité est séparée de celle de la cordillère côtière 

par un chevauchement anté-sénonien supérieur. Ble est aussi traversée, 

dans l'île de Margarita, par des plutons granitiques de cet âge (Santamaria et 

Schubert, 1974; Maresch, 1974). 

120

- la formation Dos Hermanas, d'âge albien (?) composée de laves et de brêches 

basaltiques métamorphisées dans le faciès prehnite-pumpellyite; 

- la formation Garrapata, constituée de turbidites remaniant des laves 

basiques, qui serait conacienne; 

- la formation Escorzonera composée de phyllites et calcaires intercalés de 

laves andésitiques. Cet ensemble est daté du maestrichtien; 

- des calcaires massifs à algues et foraminifères benthiques d'âge paléocène 

moyen à supérieur (60-55 Ma); 

- un complexe à blocs d'âge paléocène supeneur-éocène inférieur. Les 

olistolithes contenus dans ce dernier proviennent des terrains de la nappe 

que nous venons de décrire. 

A j'exception du contact séparant l'unité de la cordillère côtière de l'unité 

B- LES CONTRAINTES APPORTEES PAR LA 

PLAQUES SUR LES MODELES D'EVOLUTION 

CARAIBE 

CINEMATIQUE DES 

DE LA CHAINE 

On ne peut se dispenser, dans une interprétation "moderne" du 

domaine Caraïbe de faire intervenir des déplacements relatifs des continents 

Nord et Sud américains. Deux types de démarches se rencontrent. Le premier 

fait appel aux anomalies magnétiques (Ladd, 1976; PindeIl et al., 1988) de 

l'Atlantique et de la mer des Caraïbes. Il permet une détermination relative 

des mouvements des deux continents. Le second cherche à évaluer le 

mouvement absolu des deux plaques en prenant comme référentiel le système 

"point chaud" considéré comme fixe dans le temps (Morgan, 1981; Leclere 

Vanhoeve et Stéphan, 1985). La deuxième démarche ne permet guère de 

remonter au-delà de 125 Ma. Examinons les résultats obtenus: 

c entre le Jurassique moyen (180 Ma) et le Campanien (84 Ma) il existe un 

mouvement de divergence entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud 

(fig. 36), orienté WNW-ESE. En fait Leclere-Vanhoeve et Stéphan montrent 

que les deux continents se déplacent entre 125 Ma et 80 Ma vers le WNW mais 

avec une vitesse plus grande pour l'Amérique du Nord. Il nait entre les deux 

plaques une zone d'accrétion océanique, appelée plaque proto-Caraïbe (fig. 

37empruntée à Ross et Scotese, 1988). 

- vers 84 Ma il se produit un tournant essentiel dans le mouvement relatif des 

deux plaques Amérique. Selon Pindell et al. (1988), il n'y aurait plus entre 

elles de mouvement notable jusqu'à l'Eocène moyen (50,3 Ma) avant 

d'entreprendre un léger mouvement de convergence jusqu'à l'actuel. 

D'après Leclere-Vanhoeve et Stéphan (1985) il y aurait entre 80 et 65 Ma un 

mouvement de convergence net, entre les deux plaques avant qu'elles ne 

reprennent des trajets dans l'ensemble parallèles et de vitesse peu différente. 

Quel que soit le modèle choisi l'expansion océanique de la plaque proto 

Caraïbe cesse et son domaine est envahi par la plaque Farallon qui entame 

une progression ENE (fig. 38). Au Paléocène le domaine Caraïbe envahi par la 

plaque Farallon s'isole de cette dernière. La géologie de la région s'explique 

alors par le jeu de trois plaques dont deux sont mobiles, les plaques Amérique 

du Nord et Amérique du Sud, et une fixe la plaque Caraïbe. Il faut y ajouter des 

ouvertures océaniques comme la ride de Cayman qui compliquent encore la 

compréhension du phénomène. Aux frontières de plaques, plus 

particulièrement avec l'Amérique du Sud, cela va donner naissance à 

123

30 

20 

10 

o 

-110 

o 500 

NORTH AMERICA 

KM AT 20 N 

1 

1000 

-100 

2000 

-90 -80 -70 -60 

Figure 36: Mouvement de la plaque d'Amérique du Sud par rapport à celle 

d'Amérique du Nord considérée fixe. Il est décrit par les 

trajectoires reliées par les points suivants: LT- Triassique 

supérieur (position de pré-ouverture. indiquée par des tirets); 

COB- Limite continent-océan (réalignement des limites 

continentales après extension intracontinentale); BS- Anomalie 

magnétique Blake Spur; LC- Callovien supérieur (interpolé); LA 

Albien supérieur (interpolé). Anomalie 34 (Campanien inférieur). 

(Pindell et al.. 1988) 

Figure 37: Reconstruction tectonique pendant l'Aptien inférieur. 118.7 Ma. 

Mouvement de divergence des deux plaques d'Amérique. 

(Ross et Scotese, 1988) " 

30 

20 

o

plusieurs phases de mise en place de nappes dont la plus importante se situe à 

l'Eocène moyen pour la chaîne Caraïbe (fig. 39). 

C- LE PROBLEME ABORDE 

Dans toutes ces reconstructions il faut noter qu'elles ont un caractère 

très spéculatif et que certaines périodes sont moins connues que d'autres. Il 

importe donc de contraindre au mieux ces modèles en établissant une 

géochronologie aussi précise que possible sur des marqueurs géodynamiques 

comme le magmatisme ou le métamorphisme. C'est surtout au deuxième 

phénomène que nous nous sommes intéressés pour la chaîne Caraïbe. Nous 

avons vu lors de la présentation géologique que la frange côtière-Margarita 

contenait de rares éclogites, roches de haute pression (H.P) et de basse 

température (B.T), qui peuvent être interprétées comme une conséquence de 

la mise en place de nappes (Kienast et Rangin, 1982). Leur âge est l'objet de 

sérieuses controverses et deux points de vue s'opposent: 

- selon l'«écolefrançaise», Stéphan et al. (1980), Beck (1983,1985), l'âge de ce 

métamorphisme serait tithonique-éocrétacé (140 Ma). Leur logique est la 

suivante. La rupture de la Pangée au Trias supérieur se fait de façon Est-Ouest 

en partant de la Tethys. Aubouin (1977) parle de reconquête téthysienne qui 

atteindrait l'Ouest de la Pangée, c'est à dire la zone Caraïbe au Jurassique (fig. 

40). Pour cet auteur et ses élèves, jusqu'au Crétacé inférieur, ce qui se passe 

dans le domaine téthysien, notamment en Grèce, doit trouver des analogies 

plus à l'Ouest. Ainsi les ophiolites des Héllénides et des Dinarides se trouvent 

charriées sur du Be rriasien (Aubouin, 1977). Elles prouvent, selon cet auteur, 

l'existence de phases tectoniques importantes à la limite Jurassique-Crétacé. 

Cet événement qui s'est déroulé en Méditerranée orientale doit aussi s'être 

produit dans le domaine Caraïbe. On doit y trouver des charriages 

ophiolitiques et des roches de métamorphisme haute pression. 

Quels sont les arguments géologiques présentés par Stéphan et al. (1980) en 

faveur de cette hypothèse? 

- le Crétacé inférieur [Néocomien? (140-115 Ma)] est discordant sur les 

ophiolites de Siquesique; il apparaît des serpentines remaniées dans le 

Conacien (nappe de Villa de Cura) et surtout dans le Barrémo-Aptien (unité de 

la cordillère côtière dans la péninsule d'Araya-Paria); 

-

jurassique supérieur-Eocrétacé. A ce propos il n'est pas exclu que les 

éclogites et schistes à glaucophane de l'unité

n'y a pas la moindre preuve d'un mouvement de compression à cette époque 

entre Amérique du Nord et Amérique du Sud qui permettrait d'envisager la 

transformation d'une croûte océanique en éclogite. 

Sur un plan géologique, Tapponnier (1977) a démontré que les déformations 

alpines en Méditerranée depuis le Jurassique sont le résultat d'un 

poinçonnement oblique et progressif de l'Eurasie par divers promontoires de 

l'Afrique. Il est plus prudent de ne pas généraliser ce qui se passe en 

Méditerranée, dû à un mouvement bien particulier entre l'Eurasie et 

l'Afrique, au domaine Caraïbe. Rappelons qu'au Tithonique (140 Ma), 

l'Atlantique central est déjà ouvert, ce qui devait diminuer sensiblement la 

solidarité entre l'Amérique du Nord et l'Eurasie. 

- Selon Maresch (1974, 1975) les premiers mouvements tectoniques 

importants de la chaîne caraïbe Vénézuelienne dateraient du Crétacé 

supérieur. Il note que les formations métamorphiques de l'île Margarita, plus 

particulièrement de la formation Juan Griego, sont constituées de 

métasédiments. Leur âge de sédimentation serait compris entre le Jurassique 

supérieur et le Crétacé inférieur (163-97,5 Ma). De plus, comme des granites 

sénoniens (- 70 Ma) recoupent l'ensemble métamorphique de cette île, cet 

auteur pense que l'âge probable du métamorphisme devrait être Crétacé 

supérieur. Si on compare ces points de vue avec d'autres recontructions, on 

note que celles de Ross et Scotese (1988) ou celles de Pindell et al. (1988) 

s'accordent mieux d'un tel âge que de celui avancé par l'«écolefrançaise». 

L'objet principal de cette étude était de dater le métamorphisme HP-BT de la 

frange côtière-Margarita, dont l'âge se révèle très utile pour contraindre les 

reconstructions géodynamiques. Ce travail est une continuation de celui 

commencé par Loubet et al. (1985), dont les résultats seront évidemment pris 

en considération. 

L'horloge K-A a été utilisé sous ses deux formes, le K-A classique et 1'40A-39A 

avec dégazage par paliers. Santamaria et Schubert (1974) à l'aide du K-A 

classique avaient trouvé des âges de l'ordre de 30 Ma et posaient la question de 

savoir si des événements thermométamorphiques tertiaires n'avaient pas 

affecté l'ensemble de la chaîne. Pour répondre à une telle question il nous a 

paru utile d'étudier des formations ignées appartenant à d'autres unités 

tectoniques, comme par exemple le complexe basique métamorphisé de 

Todasana qui fait partie de la cordillère côtière et l'ophiolite de Tacota dite 

aussi de Loma de Hierro. L'idée est la suivante. A la fin de l'Eocène supérieur 

la structure de la chaîne est bien définie. En conséquence, si au Tertiaire des 

événements métamorphiques importants l'affectent, on devrait les retrouver 

dans les diverses unités tectoniques qui constituent l'allochtone de Lara. 

129

Ce mémoire sera structuré de la façon suivante. Tout d'abord, nous 

examinerons l'horloge K-A, ses avantages et ses limites. Nous verrons que 

faire appel à la méthode 40A39A avec dégazage par paliers permet d'affiner 

l'interprétation géologique des résultats du K-A classique. Le contexte 

géologique des échantillons étudiés et leurs caractéristiques minéralogiques 

seront décrits. Ensuite les résultats seront donnés et commentés. Nous 

estimons, enfin, en guise de conclusion, notre apport à la connaissance de la 

chaîne Caraïbe et les contraintes susceptibles de servir aux reconstructions 

géodynamiques de cette région. 

D- LA METHODE POTASSIUM-ARGON ET SON DERIVE LA METHODE 

40A 39A 

Cette méthode, de par sa facilité de mise en œuvre, est la plus 

communément employée en géochronologie. Ces deux formes, le potassium 

argon classique et 40A39A, ont été largement décrits. Citons pour le premier 

cas les ouvrages de Schaeffer et Zahringer (1966), de Dalrymple et Lanphere 

(1969) et de Faure (1986), pour le deuxième cas l'article d'Albarède (1982) ou 

le livre de Mc Dougall et Harrison (1988). Nous pouvons trouver, en langue 

française, des articles de revue, l'un de Montigny (1985) pour le K-A 

classique, l'autre de Maluski (1985) pour la méthode 40A-39A. 

I-PRINCIPE DE DATATION PAR LA METHODE POTASSIUM·ARGON 

Le principe général est très simple. Le potassium 40, l'un des isotopes 

du potassium (symbole chimique K), est radioactif (de période 1,25.109 ans) et 

se désintègre en argon 40 (symbole chimique 40A). L'âge pourrait être 

déterminé si on connait la constante de désintégration et si les quantités des 

isotopes père et fils sont mesurées avec précision (pour plus de détails voir 

annexe 1). 

Ecrivons d'abord l'équation d'âge et ensuite les hypothèses formulées pour 

obtenir un résultat géologiquement significatif à l'aide de cette équation. 

40A* et 40Ca*: argon 40et calcium 40 produits par la désintégration in situ du 

potassium 40. 

À: constante radioactive globale du potassium 40 

On peut poser" = "ë + "13 

130

l'anorthoclase apparaissent de ce point de vue comme les minéraux les plus 

favorables à des déterminations d'âge (Dalrymple et Lanphere, 1969; Mc 

Dougall et Harrison, 1988). 

Quels sont les concepts liés à la détermination d'un âge radiométrique, donc 

K-A, pour une roche de haute température (roche magmatique ou 

métamorphique)? En d'autres termes, quelle est la signification géologique 

d'un âge calculé. Deux exemples empruntés à Dalrymple et Lanphere (1969) 

permettent d'éclaircir ce point. 

Envisageons un magma qui cristallise et se refroidit (fig. 41). Au cours de ce 

processus on distingue trois phases; la première à haute température où tout 

l'argon radiogénique formé par désintégration diffuse hors du système; la 

seconde, dont la durée importe pour l'interprétation de l'âge K-A marque le 

début du refroidissement et de l'accumulation partielle d'argon; la dernière, 

enfin, rei1ète la rétention complète de l'argon. 

Dans le cas d'une roche à refroidissement rapide, comme un basalte, la durée 

du stade intermédiaire peut être considérée comme géologiquement 

négligeable. L'âge K-A calculé reflète alors celui de la cristallisation. Par 

contre dans le cas d'une roche à refroidissement lent, comme un batholite 

granitique, la durée de la seconde phase n'est souvent pas négligeable; l'âge 

K-A calculé représente quelque chose de mal défini; on parle alors d'âge de 

refroidissement ("cooling ages" des auteurs anglo-saxons). 

Supposons que ce granite subisse un événement thermique (métamorphique) 

postérieurement à sa cristallisation (fig. 42). Il subit alors une perte partielle 

d'argon. L'âge mesuré (fig. 42) n'a pas de signification géologique, parce que 

l'horloge n'a pas été remise à zéro. 

Revenons au cas d'une roche à refroidissement lent. La durée de la période 

intermédiaire dépend de deux facteurs, l'un minéralogique, l'autre 

géologique. Examinons les successivement. 

a- Facteur minéralogique 

Les minéraux constitutifs de la roche n'ont pas la même capacité de 

retenir l'argon et vont donc se fermer à plus ou moins haute température. 

Ceux qui retiennent bien leur argon vont se comporter en système clos à 

haute température, alors que chez des autres il va avoir une diffusion d'argon 

jusqu'à des températures géologiquement basses. Les fondements de la 

théorie des âges de refroidissement établis par Dodson (1973) constituent les 

bases essentielles pour la compréhension de ce phénomène. Il démontre 

133

notamment que, pour un minéral donné, la température de fermeture (fig. 

43) dépend de la vitesse de refroidissement. Il est possible, pour une espèce 

minérale donnée, de fixer un ordre de grandeur des températures de 

fermeture. Ainsi Harrison et Mc Dougall (1980) proposent pour la hornblende 

et la biotite des températures de fermeture respectives de 540° ± 40° Cet 280° 

± 40° C. Cette dernière valeur avait aussi été suggérée par Dodson (1973). La 

température de fermeture des muscovites est plus imprécise, mais une valeur 

de 350° C est couramment admise. Pour les felsdpaths, plagioclase et 

orthoclase, Berger et York (1981) donnent des valeurs voisines de 130° à 

150°C. 

b- Facteur géologique 

C'est le paramètre déterminant. Pour le métamorphisme le temps de 

refroidissement est l'objet de sérieuses controverses entre deux thèses. 

La première est un point de vue nord-américain qui stipule que les 

différences d'âge entre minéraux d'une même roche, qui peuvent atteindre 

plusieurs dizaines de millions d'années, résultent d'un processus lent et 

continu (Armstrong, 1966; Berger et York, 1981). Les auteurs d'une telle 

hypothèse ont essentiellement travaillé dans le bouclier nord-américain où 

les données de géologie de terrain sont rares. 

La seconde émanant des géochronologistes du métamorphisme alpin (Fitch et 

al., 1969; Monié, 1984) qui disposent d'observations de terrain nombreuses et 

de qualité, considère ce phénomène comme discontinu, constitué de plusieurs 

phases séparées dans le temps. Les écarts d'âge entre amphibole et mica d'une 

même roche ou entre mica et felsdpath résulteraient de pulsions thermiques 

successives, accompagnées de circulation de fluides. On aurait donc, 

contrairement à la première hypothèse, des temps de refroidissement 

relativement rapides. Les études sur le métamorphisme alpin montrent que 

ce phénomène peut se produire dans une région donnée. Un "climat chaud" 

pourrait ainsi se maintenir pendant quelques dizaines de millions d'années. 

Cette idée a été avancée par Albarède (1976) à propos du métamorphisme 

pyrénéen. Nous verrons, lors de la présentation des données et de leur 

interprétation, que ce point de vue pourrait convenir pour le 

métamorphisme de la chaîne côtière du Vénézuela. Il faut signaler, enfin, 

que le K-A classique peut indiquer des âges trop anciens par suite de la 

présence d'argon étranger. Damon (1968) note que cet argon aurait deux 

origines: 

135

il proviendrait d'un ohéritage de la roche précédente (cas du 

métamorphisme). on parle alors d'argon hérité (inherited argon); 

- il serait introduit dans le minéral après sa cristallisation; on parle alors 

d'excès d'argon(excess argon). 

Les résultats sur le métamorphisme de la frange côtière-Margarita indiquent 

la présence d'argon étranger. Nous y reviendrons. 

.lIf- LA METHODE 4 0A.3 9A 

Cette méthode a été mise au point sur les météorites par Merrihue et 

Turner (1966). L'échantillon à analyser est irradié dans une pile atomique. 

Une partie du potassium 39, sous l'effet des neutrons rapides, se transforme 

en argon 39. Parallèlement à cette réaction, d'autres réactions se produisent à 

partir du calcium qui produisent des interférences sur les isotopes de l'argon. 

les principales réactions sont les suivantes: 

40Ca + n ---------> 36A + n + a (1) 

40Ca+ n ---------> 37A + a (2) 

42Ca+ n ---------> 39A + a (3) 

39K + n ----------> 39A + p (4) 

40K + n ----------> 40A + p (5) 

Seule l'équation (4) nous importe du point de vue chronométrique puisque le 

rapport 40K/39K est une constante. 

La quantité d'39A produit dépend du rendement de la réaction (4). En 

employant le formalisme d'Albarède (1976, 1982) l'équation d'âge a l'allure 

suivante: 

On pose a = 40K/39K et R le rendement de réaction (4). 

L'équation (1) peut s'écrire: 

Le rendement de la réaction est mal connu. Pour contourner cette difficulté, 

on irradie simultanément un échantillon d'âge K-A connu (standard) appelé 

moniteur dans la littérature. On considère alors que le rendement de la 

réaction (4) est identique pour tous les échantillons. L'équation (3) devient 

alors: 

136

m: désigne moniteur; ech: désigne échantillon. 

Les rapports (40A* j39A)ech , (40A* j39A)m sont mesurés au spectromètre de 

masse; tm est connu. 11 est donc facile de calculer tech: 

L'équation (4) s'écrit: 

Cette méthode de datation peut être utilisée de deux manières. 

1 - FUSION TOTALE 

En procédant de cette façon on obtient une information identique à 

celle fournie par le potassium-argon classique. Cependant, le problème 

d'hétérogénéité d'échantillon ne se pose pas contrairement à la méthode 

précédante puisqu'on analyse le potassium et l'argon sur la même aliquote. 

En outre on s'affranchit partiellement du problème de séparation des 

minéraux en permettant de travailler sur de plus petites quantités puisqu'une 

seule prise d'échantillon est nécessaire. En revanche, elle offre le 

désavantage d'être chère en raison du prix des irradiations. 

2- LE DEGAZAGE PAR PALIERS DE TEMPERATURE 

Cette technique a été développée en cosmochimie (Merrihue et Turner, 

1966; Tumer, 1968) à l'imitation de ce qui se faisait déjà avec la méthode Iode 

Xénon. L'espoir était de reconstituer au laboratoire et sous vide l'histoire 

thermique des échantillons en chauffant progressivement et en analysant à 

chaque étape la quantité de gaz libéré. 

137

a- Mode de représentation 

Nous allons exposer deux manières de présenter les résultats. La 

première est utilisée par tous les auteurs. L'âge apparent mesuré pour chaque 

palier, c'est à dire la composition isotopique 40A*/39A, est reporté en 

fonction de la fraction cumulée d'39A dégazé (fig. 44). Le succès de ce 

diagramme vient du fait qu'il permet de visualiser les données en termes de 

modèles simples mono ou biphasés du comportement de l'argon radiogénique, 

comme ceux proposés par Turner (1968) ou Fitch et al. (1969). 

Supposons tout d'abord que l'on analyse un minéral à répartition homogène 

de potassium, sans excès ni perte d'argon depuis le temps Tde sa formation. Si 

l'on néglige les effets d'irradiation, le rapport des probabilités de chaque site 

du potassium d'être occupé par de l'argon 40 radiogénique ou de 1,39A est égal 

au rapport des concentrations correspondantes. En conséquence il y a une 

constance du rapport 40A*1 39A sur tous les paliers de dégazage. Dans ce cas 

on obtient dans ce diagramme évoqué plus haut un spectre d'âge plat (fig. 44) 

appelé plateau. Il faut toutefois noter que la définition d'un plateau d'âge est 

purement subjective. Au cours de ce travail nous avons adopté celle de Féraud 

et al. (1982) où au moins trois paliers consécutifs, totalisant au minimum 70 % 

de 1'39A libéré, possèdent le même âge à 2 a près. 

L'interprétation des spectres devient compliquée si l'on s'adresse à un 

échantillon qui a subi deux événements thermiques ou plus au cours de son 

histoire. Nous nous limiterons au premier cas. 

La seconde est appelée diagramme isochrone. 

Après avoir effectué une correction du blanc de la ligne et des interférences 

le rapport 40A/36A de chaque palier est reporté en fonction du rapport 

39A/36A. Au cas où l'argon initial est négligeable et l'histoire géologique 

simple, les divers paliers définissent une droite appelée isochrone (fig. 45). 

La pente donne l'âge et l'ordonnée à l'origine indtque la valeur du rapport 

40A/36A de l'air. Pour un minéral qui a piégé de l'argon radiogénique au 

moment de sa cristallisation ou postérieurement à celle-ci, une partie ou 

l'ensemble des paliers peuvent définir une isochrone dont l'âge sera 

significatif et l'ordonnée à l'origine indicatrice de la composition isotopique 

de l'argon étranger piégé dans le minéraL Cependant, comme l'ont souligné 

Roddick et al. (1980), ce diagramme présente un sérieux inconvénient. Du fait 

de sa faible abondance, l'36A est mesuré de manière imprécise. Les erreurs 

sont fortement corrélées et peuvent par conséquent conduire à des 

139

alignements fortuits donnant des âges non significatifs du point de vue 

géologique. 

Il est donc préférable de choisir l'isotope 40 comme référence, puisque 

l'erreur commise sur sa détermination est faible. Comme l'ont fait Roddick et 

al. (1980) on utilise donc le diagramme 39A/40A en fonction de 36A/40A. Les 

paliers d'un même échantillon peuvent y définir une droite dont l'intercept 

avec l'axe des ordonnées (39A/40A) donne l'âge et celui avec l'axe des 

abscisses la composition isotopique de l'argon étranger (fig. 46aet b). 

Nous allons maintenant examiner deux types de modèles proposés pour 

interpréter les spectres d'âge par palier. 

b- Modèle de Turner (1968) 

On suppose un minéral non déformé, homogène et isotrope où le 

potassium n'occupe qu'un seul site cristallographique. Il cristallise en TO et 

subit un événement thermique géologique de courte durée, en Tl. Si la crise 

n'est pas intense, les sites externes sont appauvris, voire vidés de leur argon 

radiogénique alors que les sites internes en conservent une partie. C'est cette 

distribution d'argon radiogénique, que l'on observe, en chauffant par palier. 

Il convient, bien sûr, d'y ajouter l'40A produit de façon homogène après la 

crise (fig. 44). Il ressort de ce qui précède que les premières fractions de 

l'échantillon fourniront la composition isotopique 40A*/39A des zones 

externes, c'est à dire un âge voisin de Tl ou supérieur. Celles de haute 

température reflèteront la composition isotopique du cœur du minéral dont 

l'âge sera, au plus égal, à l'âge TO de formation. Les calculs de Turner 

montrent qu'il est impossible d'obtenir sur un même spectre l'âge de 

cristallisation et l'âge de perturbation. Des spectres intermédiaires sont plus 

vraisemblables. Sa simplicité et son succès sur les météorites font que le 

modèle de Turner devient rapidement populaire. Il se heurte cependant à des 

diffcultés lors de son application aux minéraux contenant des groupements 

O-I- comme les biotites et les amphiboles. 

c- Modèle de Fitch et al. (1969) 

Ces auteurs se proposent de dater le métamorphisme alpin. Les 

minéraux qu'ils analysent sont des micas déformés, loin de la perfection des 

plagioclases et des pyroxènes extraits des météorites. Il s'avère nécessaire de 

trouver pour ces minéraux hydroxylés et tectonisés une explication 

141

différente de celle envisagée par Turner (1968). Dans ce cas, on fait appel à 

une hétérogénéité des sites cristallins de l'argon radiogénique. Ainsi les 

paliers de basse à moyenne température seraient issus de sites correspondant 

à des défauts, .à des débuts de recristallisation (sites B). Par contre, les 

fractions de haute température correspondraient aux sites ayant une haute 

énergie d'activation (sites C). Il faut associer à ces deux types, des sites A 

étrangers au réseau proprement dit du minéral (surfaces, fissures, cavités, 

joints intergranulaires), capables de piéger de l'argon ambiant parfois 

radiogénique. Cet argon donne au spectre une partie de basse température 

descendante. 

Dans le schéma proposé par Fitch et al., il peut y avoir des ruptures brutales 

dans le spectre d'âge (fig. 47) puisque l'on peut passer sans transition du 

dégazage des sites B à celui des sites C. 

d- Problème de l'application de la méthode 40A _3 9A aux 

terrestres. Ce que l'on peut en attendre. 

échantillons 

Pour des échantillons à histoire géologique simple contenant des 

minéraux tels que biotite ou amphibole, la datation 40A-39A fournit des 

plateaux d'âges bien définis et permet donc de faire des déterminations de 

grande précision par rapport au K-A classique. Le résultat dans ce cas 

revient strictement le même que l'on préfère le modèle de Fitch et al. ou celui 

de Turner. 

Lorsqu'on a affaire à des échantillons à histoire thermique complexe il faut 

soigneusement distinguer le domaine des météorites et échantillons lunaires 

de celui des échantillons terrestres. Dans le premier cas on s'adresse à des 

minéraux non hydroxylés relativement simples, qui ne présentent pas de 

figures de démixion, et qui ont été soumis au vide sidéral. Il y a donc un 

espoir de reconstituer au laboratoire et sous vide ce qui s'est passé. Le modèle 

simple de Turner peut alors s'appliquer. La méthode a ainsi permis de rendre 

compte l'histoire de nombreuses météorites et de montrer que les

un métamorphisme. Des phénomènes brutaux de déshydroxylation se 

produisent et entrainent un changement considérable des paramètres du 

réseau (Gaber et al., 1988). Il apparaît par conséquent difficile d'interpréter 

les résultats 40A-39A sur minéraux hydroxylés à l'aide du modèle de Turner 

puisque le mode de libération de l'argon n'obéit pas au processus de diffusion 

volumique (Hanson et al., 1975; Gaber et al., 1988). Cependant il s'avère, 

comme l'ont souligné Gaber et al. (1988), que certaines amphiboles donnent 

des profils de dégazage qui s'expliquent bien à l'aide du modèle de Turner 

(Harrison et Mc Dougall, 1980). 

Pour ce qui est des feldspaths terrestres, il apparait difficile, en raison des 

phénomènes de démixion, d'utiliser des modèles simples pour expliquer les 

âges. Foland (1974) a toutefois montré que dans le cas exceptionnel de 

minéraux homogènes, la modélisation appliquée aux météorites était valable. 

On peut à présent se poser la question, que peut-on attendre d'une 

investigation 40A-39A avec dégazage par paliers sur des échantillons 

terrestres qui ont subi pendant leur histoire deux événements thermiques? Si 

l'événement postérieur à la cristallisation est de moindre intensité, par 

exemple un métamorphisme dans le faciès schiste vert succédant à un 

métamorphisme dans le faciès amphibolite, on peut espérer, après un 

soigneux tri des minéraux, retrouver l'âge de cristallisation. 11 importe de 

faire plusieurs mesures sur une même formation. Les paliers de basse 

température peuvent indiquer de façon grossière l'âge de l'événement 

perturbateur. Si l'événement 2 est intense, le spectre d'âge peut être plus 

précis sur son âge mais la mémoire de l'événement 1 est perdue. La méthode 

permet souvent d'estimer la validité géologique des âges K-A classiques. Elle 

est, en effet, susceptible de mettre en évidence la présence d'argon étranger 

qui a pour effet de donner des âges géologiquement trop anciens. On a 

affaire, pour de nombreux minéraux, au spectre en "selle" ("saddle shape 

spectrum") pour lequel Harrison et Mc Dougall (1981) ont proposé une 

explication. 11 y aurait deux types d'argon étranger, l'argon en excès 

introduit dans le minéral après sa cristallisation et qui dégazerait dans les 

premiers paliers, et l'argon hérité introduit pendant la cristallisation du 

minéral qui serait situé dans les sites anioniques fortement rétentifs. 

Toutefois, pour les micas contenant de l'argon étranger, Foland (1983) a 

montré qu'ils fournissaient des plateaux presque parfaits ou des profils en 

"dos d'âne" (hump shape spectrum"). Ceci montre que la méthode peut se 

révèler inefficace à détecter, dans certaines circonstances, l'existence 

d'argon étranger. 

144

En résumé, pour les échantillons à histoire complexe, cette méthode donne 

davantage des indications qualitatives que quantitatives sur les échantillons 

terrestres. Elle est loin de satisfaire les espoirs mis en elle à la suite des 

découvertes sur les météorites. Son succès s'observe sur les échantillons peu 

ou pas perturbés où on obtient une bonne précision sur les âges (1 % ou 

mieux) autorisant une géochronologie fine, en particulier sur les matériaux 

volcaniques. 

145

Chapitre 2 

1 - 

GEOLOGIE ET PETROLOGIE DES AFFLEUREMENTS 

ETUDIES 

FRANGE COTIERE-MARGARITA 

Les échantillons analysés de cette unité tectonique, composée de 

roches métamorphiques variées, proviennent de deux sites, l'île de Margarita 

et Cabo Codera. Le premier a été étudié en détail par les géologues de 

l'université de Princeton. Nous emprunterons à l'un d'entre eux, Maresch 

(1974, 1975) qui nous a fourni les spécimens, les descriptions structurales et 

pétrologiques des formations qui affleurent. Pour Cabo Codera nous ne 

disposons que d'une coupe dressée par Loubet et Montigny et des descriptions 

microscopiques que nous avons faites. Nous ferons un bref compte-rendu des 

formations de Puerto Cabello étudiées par Morgan (1969) puisque nous 

prendrons en compte dans la discussion, un résultat géochronologique 

obtenu par Loubet et al. (1985) sur une roche de ce site. 

1- LES FORMATIONS METAMORPHIQUES DE L'lLE MARGARITA 

L'île de Margarita est la plus importante des îles Caraïbes 

Vénézueliennes. On trouvera à la figure 48 un schéma de situation et une 

carte géologique simplifiée de Maresch (1975). Elle est localisée dans une 

zone sismiquement active encore mal comprise. Les roches métamorphiques 

(Maresch, 1974,1975) constituent un anticlinorium tronqué vers le Nord dont 

la colonne stratigraphique est la suivante (fig. 49). L'unité la plus ancienne, 

dont la base n'est pas connue, est celle de La Rinconada. Elle est composée de 

gneiss à amphibole de différents types interstratifiés avec des micaschistes 

graphiteux. Elle renferme des filons d'éclogites à amphibole-paragonite qui, 

en volume sont insignifiants. Maresch y distingue deux zones 

métamorphiques sur la base de la présence de pyroxène sodique dans les 

gneiss à amphibole. L'épaisseur minimum de l'unité de La Rinconada est 

estimée à 2000m. Ce serait à l'origine une série volcanique avec des argiles et 

des cherts interstratifiés. 

D'un point de vue pétrographique la zone métamorphique 1 se caractérise par 

des gneiss à amphibole composés d'une amphibole bleu-verte, la barroisite, 

d'albite, de cIinozoïsite et de faibles abondances d'almandin, de chlorite, de 

biotite, quartz et sphène. La muscovite est généralement rare et 

147

la paragonite absente. La zone métamorphique II, par contre, est riche en 

mica blanc, paragonite et muscovite. De plus elle peut avoir du pyroxène 

sodique ou des associations symplectiques amphibole-albite, qui se 

pseudomorphosent. Ce pyroxène est de l'omphacite. Les gneiss de la zone 

métamorphique 11 passent de façon progressive à ce que Maresch appelle des 

éclogites à amphibole-paragonite, qui se présentent sous forme de filons. 

Elles contiennent de la barroisite, de l'omphacite, du grenat, de la clinozoïsite, 

de la paragonite et en quantités moindres de l'albite, du sphène et du sulfure 

de fer. 

L'absence de foliation et la grande taille des minéraux différencient les 

éclogites des gneiss. L'échantillon XII-J (collection de W. Maresch) est une 

amphibolite rubanée à mica blanc et grenat. La transformation de 

l'amphibole en actinote et la présence de clinozoisite, albite, chlorite 

montrent que cet échantillon a subi un métamorphisme rétrograde dans 1e 

faciès schiste vert. La roche MAR 38 est aussi un gneiss (collection du 

professeur Navarro); elle est moins affectée minéralogiquement par la 

rétromorphose; l'amphibole bleu-verte apparait ainsi bien préservée et le 

mica est de la paragonite. L'unité de La Rinconada passe de façon progressive 

à la formation de Juan Griego. A la base de celle-ci on observe une alternance 

d'amphibolite gneissique et de micaschistes graphiteux qui paraissent 

prédominants au sommet de la série. 

Tl existe une grande controverse sur la nature des relations tectoniques entre 

la fin de l'unité métamorphique de Las Robles et celle de Juan Griego. 

Maresch (1975) pense que le contact serait de nature tectonique. La 

formation de Las Robles est composée de schistes silicieux d'origine tufacée. 

Elle a subi un métamorphisme de faciès schiste vert. Ces lits siIicieux sont 

interstratifiés avec des bancs carbonatés dont certains contiennent des 

radiolaires et foraminifères d'âge Crétacé moyen à Crétacé supérieur. 

Cette série métamorphique est traversée par des corps intrusifs de nature 

variée. Le granite d'El Salado est un leucogranite dont la texture peut être 

granulaire ou ex.1:rêmement déformée. Dans ce cas (échantillons SJ-B1 et W 

1252), Maresch parle de gneiss œillés. Les yeux sont composés' de fragments 

plus ou moins écrasés et broyés de microcline, d'albite ou d'oligoclase sodique 

et d'agrégats polycristallins des mêmes minéraux. La foliation est le résultat 

de lits composés, où du quartz polycristallin alterne avec des lits d'albite ou 

d'oligoclase sodique accompagné de microcline, mica blanc et cIinozoïsite. 

Les feldspaths ignés, qui sont parfois bien préservés (c'est le cas de deux 

échantillons analysés) permettent de classer ces roches comme granite ou 

adamellite. Le granite d'El Salado recoupe la formation de La Rinconada. Les 

149

affleurements des orthogneiss de Guayacan sont plus étendus que le type de 

granite qui vient d'être décrit. Les contacts avec les Gneiss à amphibole ne 

font pas apparaître d'auréoles métamorphiques. Ils ont une composition 

minéralogique (W 809, W 675, W 167, W158: collection de W. Maresch) 

suivante: albite non maclée en agrégats de forme lenticulaire associée à du 

mica blanc (muscovite-paragonite), de l'épidote (clinozoisite) et de la 

chlorite. La nature des contacts avec l'encaissant (formation de La Rinconada 

et de Juan Griego) conduit Maresch à considérer ces orthogneiss comme une 

ancienne intrusion mise en place à la même période que le métamorphisme 

de la roche encaissante. 

D'autres corps intrusifs, comme la trondjhémite de Matasiete ou des 

péridotites serpentinisées, traversent tout ou partie de l'ensemble 

métamorphique. Nous soulignons pour ce qui nous intéresse que la première 

formation citée a été datée à 72 ± 6 Ma (Santamaria et Schubert, 1974). 

Le problème réside dans la détermination de l'âge du métamorphisme sur l'île 

de Margarita. 

Il semble clair que le métamorphisme comprend au moins deux phases. La 

première est de haute pression et de température relativement basse, la 

seconde conduit à une rétromorphose dans le faciès schiste vert. Les 

contraintes sur leur âge fournies par les études géologiques manquent de 

précision. L'âge des roches originales de la formation de La Rinconada et 

celle de Juan Griego est attribué au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur. 

Comme ces deux unités sont affectées par la première phase, elles ne 

pourraient alors être plus anciennes que 130 Ma. La seconde phase affecte 

l'ensemble de la série et notamment l'unité de Los Robles dont le protolithe 

est probablement Crétacé supérieur. On peut donc penser que la phase schiste 

vert serait, au plus, vieille de 80-90 Ma. Pour ce qui est de la trondjhémite de 

Matasiette et des leucogranites semblables à ceux de l'île Margarita affleurant 

ailleurs dans les Caraïbes, les mesures radiométriques fournissent un âge de 

70 Ma (Santamaria et Schubert, 1974). Par conséquent le métamorphisme 

schiste vert ne peut être plus récent. 

Les questions que l'on se pose sont les suivantes: 

- y a-t-il continuité entre métamorphisme HP-ET et le métamorphisme 

schiste vert? 

- les granites ont-ils induit lors de leur intrusion ou sont-ils contemporains 

de la phase schiste vert? 

- y a-t-il des événements thermo-métamorphiques tertiaires? 

150

2- LES FORMATIONS METAMORPHIQUES DE PUERTO CABELLO 

D'après l'étude détaillée de Morgan (1970) les formations 

métamorphiques de Puerto Cabello ressemblent beaucoup à celle de l'île de 

Margarita. Elles se caractérisent par la présence d'éclogite (roche à grenat et 

omphacite) et par l'absence ou mieux la faible abondance des feldspaths. En 

outre les faciès décrits dans l'île de Margarita se retrouvent à Puerto Cabello à 

savoir: éclogite, amphibolite à chlorite-épidote. On y observe donc une 

rétromorphose dans le faciès schiste vert de roches qui auraient subi au 

préalable un métamorphisme de HP-BT (6-8 Kb, 525 ± 50° C). La figure 50 

résume les estimations pression-température (P-T) faites par Maresch (1974) 

pour les roches métamorphiques de la chaîne Caraïbe, montrant des points et 

différences entre le métamorphisme de Puerto Cabello et Margarita. 

3- LA COUPE DE CABO CODERA 

Elle a été levée par Urbani, Loubet et Montigny en 1987. On y retrouve 

(fig. 51) les mêmes caractéristiques qu'à Margarita ou à Puerto Cabello à 

savoir: 

- conformité entre les termes métasédimentaires et métavolcaniques; 

existence de corps intrusifs comme des trondjhémites; 

- présence d'amphibolites à grenat. 

11- L'UNITE DE LA CORDILLERE COTIERE 

Le complexe de Todasana est l'un de ces massifs basiques de la 

cordillère côtière dont les relations avec l'encaissant sont mal définies. Il 

aurait été métamorphisé dans le faciès amphibolite au Paléozoique ou au 

Précambrien. L'examen microscopique des échantillons (Annexe 4) révèle 

une surimposition d'un métamorphisme schiste vert de faible degré, qui est 

général dans l'unité de la cordillère côtière. L'âge de ce métamorphisme 

serait Crétacé. 

lII- L'UNITE DE LOMA DE HIERRO-SIQUESIQUE: COMPLEXE 

OPHIOLITIQUE DE TACOTA 

Le contexte tectonique a été décrit dans l'introduction. D'un point de 

vue pétrographique on observe toutes les caractéristiques d'une ophiolite: 

harzburgite serpentinisisée, gabbro à pyroxène ou amphibole (TC 87-12), 

151

154

Tableau 15' Résultat K-Ar', Métamorphisme de la zone cotière 

Ref. Ech. Minéral K20 

40A 

4OA\'* 

.' 

Age ±a 

4OA/total 

(%) (lO-llmoVg) (%) (Ma) 

lie de Margarita 

Unité de La Rinconada 

gneiss à amphiboles 

*XII-J amphibole 0,18 1,202 37 47,0± 4,0 

clinozoïsite 0,02 0,125 6,8 43,0±31,0 

mica blanc 0,58 3,403 33 40,1 ± 2,5 

I\'IAR 38 paragonite 0,43 5,32 63,3 83,3 ± 2,5 

plagioclase 0,08 0,42 19,71 36,3 ± 4,7 

amphibole 0,17 1,43 62,31 56,7 ± 3,2 

orthogneiss (tonalites) 

*w 809 clinozoïsite 0,06 0,461 12 57,5± 15 

amphibole 0,03 0,172 9,3 37,0±19 

chloritisée 

*W675 phengite 9,03 66,31 88 50,5 ± 1,5 

clinozoïsite 0,31 2,029 21 44,5± 3,5 

amphibole 0,09 0,613 24 45,5 ± 7,5 

chloritisée 

*w 167 phengite 8,43 62,86 92 51,0± 1,5 

chlorite 0,03 0,28 5,8 56,5 ± 26 

clinozoïsite 0,04 0,61 41 98,0± 30 

*w 158 phengite 7,55 65,79 % 59,5 ± 2 

granodiorites 

*SJ-B1 muscovite 9,50 94,36 94 67,S ± 2 

*w 1252 muscovite 9,60 75,31 95 54,O± 2 

Frange côtière 

amphiboIites à grenat 

*P1'O 1 amphibole 0,63 2,983 34,6 32,4 ± 1,2 

*OR 7 amphibole 0,27 35 92 735 ± 30 

hornblendite 

CC87-1 

gabbro 

amphibole 0,15 11,8 87,9 475 ± 26 

CC87-3 amphibole 0,32 3,09 60,84 91,5±3,4 

paragonite 

amphibolite 

4,64 20,01 89,46 29,7 ± 0,9 

CC 87-8 amphibole 1,02 Il,56 71,97 77,3 ± 2,2 

biotite 5,48 24,72 48,15 31,1 ± 0,9 

chlorite 0,38 1,18 21,63 21,4 ± 1,1 

*CC2 amphibole 0,23 5,328 69 155 ± 7 

*CC 5 amphibole 0,22 29,2 93 753 ± 31 

156

Suivant la position de l'échantillon par rapport à l'intrusion (ou par rapport 

à la faille) le système K-A est plus ou moins ouvert. Ces phénomènes ne 

peuvent pas engendrer de façon significative des transformations 

minéralogiques dans l'encaissant. Il est alors possible d'appliquer la notion 

de température de fermeture d'un minéral. 

b-Cabo Codera, Puerto Cabello, Oricao (région de Caracas). 

On peut noter deux caractéristiques à travers les résultats obtenus sur 

ces formations métamorphiques: 

- une grande dispersion des résultats sur amphibole qui vont du 

Précambrien, 735 ± 30 Ma pour OR 7 et 753 ± 31 Ma pour CC S, au Tertiaire, 32,4 

± 1,2 Ma pour PTO 1, en passant par le Paléozoïque, 475 ± 26 Ma pour CC 87-1, et 

le Cénozoïque, 155 ± 7 Ma pour CC2, 91,S ± 3,4 Ma pour CC 87-3 et 77,3 ± 2,2 Ma 

pour CC 87-S; 

-trois valeurs d'âge voisin de 30 Ma données par trois minéraux 

différents, une amphibole verte déformée, PTO l, 32,4 ± 1,2 Ma, une biotite 

légèrement chloritisée, CC87-8, 31,1 ± 0,9 Ma, et une paragonite, CC 87-3,29,7 

± 0,9 Ma. 

On peut donner deux explications possibles à la dispersion des âges sur 

amphibole. Dans un premier temps, on pourrait imaginer un métamorphisme 

initial HP-ET au voisinage de 750 Ma; au Crétacé supérieur il se produit un 

événement thermique qui aurait ouvert partiellement ou totalement les 

horloges potassium-argon. Par la suite, des rejeux de faille tertiaires, 

affecteraient sélectivement certains minéraux, comme biotites, micas blancs 

ou chlorites. En se basant sur ce que l'on observe à l'île de Margarita il 

apparait plus vraisemblable de situer l'événement thermique perturbateur 

au Crétacé supérieur qu'au Tertiaire. Nous signalons que l'amphibole PTO 1 

est chloritisée et extrêmement déformée. Il est donc probable que sa 

température de fermeture n'est pas aussi élevée que celle d'une hornblende 

fraiche. En conséquence elle peut être sensible à des pics thermiques de 

faible intensité. Pour la seconde explication, on peut faire appel à l'existence 

d'argon étranger dans le réseau des amphiboles. Il est bien connu, en effet, 

que dans les formations métamorphiques de haute pression les amphiboles 

indiquent souvent des àges géologiquement trop élevés (Harrison & 

McDougall, 1981). Comme les amphiboles analysées sont fraiches, on peut 

supposer que l'amphibole CC 87-3 aurait un âge géologiquement significatif, 

91,S ± 3,4 Ma. Les valeurs plus élevées seraient probablement le fait d'argon 

hérité ou en excès. 

161

Nous donnons la préférence aux deuxième scénario. On ne voit pas pourquoi 

dans le gisement de Cabo Codera des amphiboles de même nature et d'un état 

de fraicheur identique réagiraient de façon aussi différente à un événement 

thermique qui devrait être de l'ordre de 400 à 500 0 

C pour remettre l'horloge 

K-A des amphiboles à zéro. En revanche, si l'on a affaire à de l'argon hérité, 

il est possible d'enregistrer des différences d'une couche à l'autre. Non 

seulement la nature du protolithe joue un certain rôle, mais aussi les 

propriétés physiques au moment du métamorphisme. Enfin on peut 

remarquer que les âges les plus élevés sont donnés par les amphiboles aux 

teneurs en K20 les plus faibles, ce qui est souvent un indice de présence 

d'argon étranger dans le réseau. 

L'existence de trois valeurs d'âge autour de 30 Ma et d'une à 21,4 Ma (Chlorite 

CC 87-8) témoigne, selon nous, de l'importance des rejeux de failles 

coulissantes de la frange côtière-Margarita. Ils ont engendré des remises à 

zéro de l'horloge K-A pour certains minéraux à faible température de 

fermeture comme les micas (- 300 0 

C). De plus la convergence d'âge vers 30 

Ma semble prouver que ces mouvements sont de caractère épisodique dans 

une région donnée. 

c- Les roches à Schistes Bleus de Villa de Cura. 

Des observations faites par de nombreux auteurs, dont Eeck (1985), 

révèlent les analogies de faciès métamorphiques dans cette nappe avec ceux 

de la partie septentrionale de l'île de Margarita. Celles-ci permettent de 

postuler que cette unité tectonique était primitivement située en bordure 

Nord de la frange côtière-Margarita. Les résultats obtenus par Loubet et al. 

(1985) indiquent une concordance d'âge entre crossite (amphibole bleue) et 

mica blanc de deux échantillons. Ainsi pour CE 78-35 l'amphibole et le mica 

donnent 77 ± 5 Ma et 87 ± 3 Ma, et pour VC 25, 88,4 ± 3,1 Ma et 82 ± 2,5 Ma. 

L'amphibole de la roche VC 26 indique un âge du même ordre de grandeur, 

90,8 ± 2,9 Ma. En revanche le mica blanc présente une valeur très élevée, 192 

± 6 Ma. Il importe de noter que la détermination de l'argon s'est faite sur une 

dizaine de milligramme (mg). Il est donc possible qu'une hétérogénéité entre 

les aliquotes pour l'argon et le potassium soit à l'origine de cette divergence 

d'âge. Les autres mesures présentent des erreurs expérimentales trop 

importantes pour pouvoir être prises en considération. 

Loubet et al. (1985) en se basant sur les mesures concordantes mentionnées 

plus haut avaient conclu que le métamorphisme HP-ET qui affecte des séries 

162

volcano-sédimentaires de la nappe de Villa de Cura s'était produit dans 

l'intervalle &)-90 Ma. 

Les données géochronologiques K-A obtenues à Strasbourg permettent de 

tirer les conclusions suivantes: 

- le métamorphisme HP-ET (4kb, 250-300° C) de Villa de Cura a un âge 

compris entre 80 et 90 Ma. Il est à noter qu'un mica blanc d'un schiste bleu 

(MAR 38) de l'île de Margarita donne une valeur semblable, 83,3 ± 2,5 Ma. 

- l'importance des phénomènes tectoniques tertiaires ne permet pas 

d'obtenir une estimation de l'âge du métamorphisme HP-ET à l'île de 

Margarita. On peut dire toutefois qu'il est anté-sénonien. 

- la présence d'argon étranger dans les amphiboles de Cabo Codera et 

d'Orîcao empêche une évaluation claire de l'âge du métamorphism'e HP-ET. On 

pourrait, toutefois, retenir la valeur de 91,5 Ma donnée par les amphiboles CC 

87-3, en se basant sur des considérations géologiques et pétrographiques. 

- aussi bien dans l'île de Margarita qu'à Cabo Codera ou à Puerto Cabello 

les micas et chlorites indiquent que les mouvements tectoniques tertiaires 

ont affecté significativement les roches métamorphiques. On a, semble t-il, 

affaire à des phénomènes de type épisodique, dont l'âge serait aux alentours 

de 55Ma pour l'île de Margarita et 30 Ma pour Cabo Codera et Puerto Cabello. 

2- UNITE TECTONIQUE DE LA CORDILLERE COTIERE 

- Série basique de Todasana. 

Les roches sont métamorphisées dans le faciès amphibolite (voir 

Annexe 4) et reprises peu (TOO 87-22; T0087-23; T0087-26) ou prou (TOO 87 

21; T0087-24; T0087-27) dans le faciès schiste vert. 

Les résultats K-A présentent des caractéristiques similaires à celles de la série 

métamorphique de Cabo Codera. Les amphiboles donnent des âges dispersés 

précambriens, BOO± 37 Ma pour T0087-21, 761 ± 22 Ma et 810 ± 23 Ma pour 

T0087-22, 1065 ± 68 Ma pour T0087-23. L'amphibole T0087-26, toutefois, livre 

un âge crétacé, 110,8 ± 3,2 Ma. Trois micas, T0087-24, T0087-26 et TOO 87-27 

indiquent des âges néogènes, 18,9 ± 0,5 Ma, 25,6 ± 0,7 Ma et 21 ± 0,6 Ma alors 

que la biotite 87-22 donne une valeur proche de l'amphibole, 699 ± 20 Ma. 

Dans ce cas aucune raison pétrographique majeure ne peut nous empêcher 

d'emprunter le même schéma explicatif adopté pour les roches de Cabo 

Codera. Ainsi la dispersion des âges sur amphibole s'expliquerait par la 

présence d'argon étranger. En conséquence, l'âge de 110,8 ± 3,2 Ma donné par 

l'amphibole T0087-26 pourrait être géologiquement significatif ou alors plus 

163

proche du métamorphisme de faciès amphibolite. Mais le fait qu'il y ait une 

presque concordance des âges sur amphibole et biotite de TOD87-22 laisse un 

doute sur cette hypothèse. L'argument de convergence est souvent utilisé 

pour attribuer une signification géologique à certains âges calculés. 11 faut 

cependant remarquer que l'argon étranger existe dans les biotites et qu'il est 

susceptible de modifier significativement les âges (Giletti, 1971;Foland, 1983). 

C'est pourquoi il me paraît raisonable de retenir pour le métamorphisme un 

âge crétacé. Nous pensons, compte-tenu de la fraicheur de l'amphibole 1ill 

87-26, que la valeur de 110,8 ± 3,2 Ma, représenterait l'âge maximum de cet 

événement. 11 n'est pas exclu, en effet, que cet échantillon contienne tout de 

même de l'argon étranger si l'on prend en compte la valeur trouvée sur le 

plagioclase, 261 ± 14 Ma. Les âges néogènes livrés par les muscovites TOD87 

24 et TOD87-27 ainsi que la biotite TOD87-26 pourraient s'expliquer par une 

remise partielle ou totale de l'horloge K-A lors du rejeu de failles. Comme 

pour l'île de Margarita ou Cabo Codera ce phénomène se traduirait par un pic 

thermique relativement "sec". En conséquence le modèle de l'horloge "ideale" 

K-A s'appliquerait: ainsi pour TOD87-26la température due à ces mouvements 

tectoniques atteindrait 300 0 

C ou un peu plus, l'amphibole dont la 

température de fermeture est de l'ordre de 500°C (Harrison & Mc Dougall, 

1980) demeurerait un système clos, alors que la biotite perdrait son argon. 

Comment peut-on expliquer la différence d'âge entre biotite et feldspath de 

cet échantillon? Il n'est pas interdit de penser que le feldspath contenait 

initialement beaucoup d'argon étranger. 

3- LE COMPLEXE OPHIOLITIQUE DE LOMA DE HlERRO 

Des erreurs expérimentales trop importantes dues aux faibles teneurs 

en K20, ne permettent pas une interprétation des résultats obtenus sur les 

amphiboles TC 87-12 et TC 87-16. Même la valeur fournie par l'amphibole 1C 

87-11, 98,3 ± 8,5 Ma, doit être interprétée avec beaucoup de prudence. Il est 

utile de rappeler que l'echantillon est relativement frais mais non en place. 

Toutefois l'ordre de grandeur des teneurs en K20 de l'amjJhibole et du 

plagioclase est celui que l'on trouve sur les laves ophiolitiques; ceci incite à 

penser que la roche fait bien partie du complexe ophiolitique. L'âge de 98,3 ± 

8,5 Ma pourrait alors être considéré comme un âge minimum pour l'ophiolite 

compte-tenu du résultat sur plagioclase, 30,9 ± 1 Ma. La notion de température 

de fermeture ne peut, à mon avis, être ici appliquée dans toute sa rigueur. 

Avec de si faibles teneurs en K20, une partie, au moins du potassium, ne se 

trouve pas à l'intérieur du réseau mais en surface des grains. En conséquence 

164

l'argon qui résulte de la décroissance radioactive de ce potassium est 

faiblement retenu (faible énergie d'activation) et aura tendance à sortir du 

minéral dans les cas d'événements thermiques ou tectonométamorphiques 

(circulation de fluides) de faible intensité. 

- Conclusion sur les résultats Potassium-Argon classiques. 

Les résultats K-A classiques mettent en évidence à Villa de Cura 

l'existence d'un métamophisme HP-BT entre 80 et 90 Ma. Dans l'île de 

Margarita et à Cabo Codera les effets de la tectonique tertiaire sur les horloges 

K-A sont significatifs. Ble a engendré des pics thermiques sans 

recristallisation importante à 55 Ma (Margarita), 30 Ma (Cabo Codera) et 20 Ma 

(Todasana). Santamaria & Schubert (1974) ont obtenu sur les biotites des 

granites post-métamorphiques de Guaremal et de Choroni des âges K-A de 

l'ordre de 30 Ma. fis invoquaient, pour les expliquer, des effets thermiques 

dus à la tectonique. 

En revanche, l'âge du métamorphisme de type éclogite ne peut être précisé. Il 

est impossible d'estimer la durée du trajet P-T (fig. 50) proposé par Maresh 

(1974). Particulièrement difficile est de savoir si le processus envisagé est 

continu ou discontinu dans le temps. 

Il LES RESULTATS 40A 39A. 

Ainsi qu'il a été souligné lors de la présentation des méthodes, la 

technique 4OA-39A avec dégazage par paliers doit permettre "d'asseoir" les 

conclusions tirées des résultats K-A classiques. Les résultats seront présentés 

par reglOn, puisque même pour une unité structurale donnée chaque 

gisement se· caractérisait par une distribution d'âges K-A particulière. En 

conclusion, nous mettrons en exergue les faits géochronologiques bien 

établis et les comparerons avec les modèles d'évolution géodynamiques 

proposés par Stephan (1985), Ross & Scotese (1988) et Pindell et al. (1988). 

165

Temp. 

40A/ 37A' 40A-' '" 

39A/K 

39A 

x100± 0--" x103 % , 

39A: 40A"total 

Age ± a 

(OC) (%) (Ma) 

muscovite SIE 1 (J =0,011559) 

450 

550 

660 

740 

800 

850 

159 ± 89 

179 ± 45 

255,9± 6,4 

267,3± 2,2 

31O,8± 3,9 

312,9± 1,3 

24,8 

13 

11,6 

10,5 

18,2 

35,7 

75,25 

76,8 

90,76 

89,28 

0,23 

0,52 

2,41 

5,64 

6,58 

10,23 

33 ± 18 

36,9 ± 9,2 

52,6± 1,3 

54,8± 0,5 

63,6± 0,8 

64,1 ± 0,3 

 

960 

980 

lem 

1050 

1090 

1150 

fusion 

316,8± 6,9 

331,3± 2,6 

344,9± 3,2 

328,9± 6,4 

351,8± 1,6 

346,9± 3 

337,8± 3,2 

321,9± 1 

8 

27,7 

15,5 

16,7 

27,6 

29,8 

23,8 

46 

81,81 

90,52 

93,98· 

89,94 

94,78 

93,46 

92,13 

83,73 

4,12 

6,4 

9,7 

4,73 

14,86 

8,44 

6,34 

19,8 

64,8 ± 1,4 

67,8± 0,5 

70,5± 0,7 

67,3 ± 1,3 

71,8± 0,3 

70,8± 0,6 

69,1 ± 0,6 

65,9± 0,2 

Age moyen 

Muscovite (Na) W 1252 (J =0,012620) 

66,5 

450 

550 

660 

740 

800 

850 

 

960 

980 

lem 

1050 

1090 

1160 

1200 

fusion 

41 ± 88 

215 ± 29 

211,5± 3,8 

218 ±3,6 

232,2± 2,5 

232,4± 1,7 

237,6± 0,6 

243 ± 1 

219 ±1O 

206 ± 21 

120 ± 32 

84 ± 31 

172 ±42 

154 ±40 

204 ±22 

16,5 

92,1 

96,9 

529 

1219 

1664 

1498 

961 

579 

7,25 

58,34 

81,88 

86,25 

92,9 

92,36 

96,55 

94,51 

80,95 

61,88 

39,66 

20,52 

35,09 

31,22 

46,82 

0,49 

1,13 

5,79 

10,3 

12,84 

2,33 

12,91 

41,33 

6,03 

1,52 

1,24 

0,79 

0,73 

0,7 

1,87 

8 ± 18 

48,4 ± 6,5 

47,5 ± 0,8 

49 ± 1 

52,1 ± 1 

52,2 ± 1 

53,3 ± 0,2 

54,5 ± 0,3 

49,3 ± 2,3 

46,4 ± 4,8 

27,2±7,3 

19,1 ± 6,9 

38,7 ± 9,4 

35 ±9 

45,9 ± 5,1 

Age moyen 

Age plateau 

Muscovite W 675 (J=0,013462) 

- 

51,3 

52,8 ± 0,3 

450 

550 

670 

740 

800 

850 

 

960 

980 

lem 

1050 

1090 

1160 

1200 

fusion 

20 ± 74 

215 ± 50 

185,6± 6,2 

218,6± 2,9 

216,3 ± 2,9 

215,1 ± 0,6 

223,2 ± 1,1 

218,7 ± 1,5 

' 229,2± 1,9 

222,4± 1,5 

231 ± 2,3 

226,1 ± 1,2 

220,5± 4,1 

220 ± 18 

242 ±46 

47,68 

1150 

1,81 

56,52 

71,37 

83,67 

89,77 

90,74 

89,61 

93,47 

93,08 

93 

94,47 

95,97 

91,54 

73,02 

18,62 

0,11 

0,33 

1,47 

5,42 

9,64 

28,39 

11,07 

9,69 

6,05 

7,38 

9,56 

6,4 

3,11 

0,95 

0,43 

! 

4 ± 18 

51 ± 12 

44,5 ± 1,5 

52,3 ± 0,7 

51,8 ± 0,7 

51,5 ± 0,4 

53,4 ± 0,9 

52,4 ± 0,7 

54,9 ± 1,5 

53,2 ± 0,7 

55,3 ± 2 

54,1 ± 1,8 

52,8 ± 1 

52,6 ± 4,1 

58 ±11 

Age moyen 52,7 

AJ!e plateau 528 ±O 3 

166

Tableau 16 (suite) 

Temp. 

(OC) 

40A-* 

39 . 

A>'·K 

x100± a 

37Ab- 

39A:' , 

40A'* 

9t" 0 

40A:'total 

39A 

(%) 

Age ± a 

(Ma) 

muscovite W 167 (J =0,013462) 

450 

550 

660 

740 

800 

850 

900 

960 

980 

Hm 

255 ± 81 

149 ± 51 

196 ±l0 

229,6± 4 

223,1 ± 0,9 

222 ± 0,7 

227,2± 2,2 

230,2 ± 3,1 

230 ± 1,1 

231,1±1,9 

0,181 

0,478 

0,065 

0,224 

0,098 

0,049 

0,087 

26,56 

15,46 

29,72 

88,78 

93,74 

94,52 

92,76 

93,42 

95,45 

96,81 

0,2 

0,51 

2,17 

5,16 

15,74 

22,67 

7,65 

13,15 

14,66 

11,09 

61 ± 19 

36 ± 12 

47 ± 2,5 

55 ± 1 

53,4 ± 0,2 

53,2 ± 0,2 

54,4 ± 0,5 

55,1 ± 0,7 

55 ± 0,3 

55,3 ± 0,5 

1050 

1090 

1150 

fusion 

221,5 ± 3,8 

228,6± 7,7 

359 ± 53 

380 ±290 

89,69 

0,174 86,09 

3,64S 72,54 

10,06 5,19 

Age moyen 

4,89 

1,88 

0,16 

0,06 

53 ± 

54,7 ± 

85 ± 

90 ± 

54,1 

0,9 

1,8 

12 

67 

AKe vlateau 54.2 ± 02 

Temp. 

40Ar* 

39ArK 

37Ar 40A * 

% r 39A Age ± a 

±o 

39Ar 4OArtotal 

(OC) (%) (Ma) 

Paragonite MAR 38 (J = 0,012620) 

450 

550 

660 

740 

2,3 ± 3,6 

1,3 ± 1,1 

1,94 ± 0,17 

2,09± 0,15 0,303 

9,29 

19,94 

56,86 

58,14 

0,59 

2,51 

12,2 

17,51 

52 ± 80 

31 . ± 24 

43,7 ± 3,9 

47 ± 3,2 

800 

850 

900 

960 

2,03 ± 0,14 

1,88± 0,16 

1,94± 0,21 

1,62 ± 0,45 

0,153 

0,598 

1,533 

3,29 

55,87 

48,25 

43,37 

34,71 

20,16 

16,72 

8,06 

4,94 

45,6 ± 3,1 

42,5 ± 3,6 

43,6 ± 4,8 

36 ± 10 

980 

1000 

2,30± 0,36 

2,15 ± 0,69 

2,951 

1,325 

42,49 

42,7 

3,6 

2,87 

52 

48 

± 8 

± 15 

1100 

1200 

1,86± 0,85 

2,92± 0,28 

0,736 

1,38 

43,25 

56,91 

2,1 

6,93 

42 ± 19 

65,4 ± 6,1 

fusion 0,7 ± 2 11,19 1,93 1,81 15 ±46 


Age plateau 45,2 ±1,9 

Amphibole MAR 38(J=0,013141) 

550 5,7 ± 3,8 8,22 0,29 131 ± 85 

750 1,7 ± 1,5 8,04 0,89 41 ± 36 

900 2,26± 0,91 12,38 5,19 3,18 53 ± 21 

950 2,48± 0,28 20,69 59,22 11,08 57,7 ± 6,4 

1000 2,26± 0,19 16,66 77,81 47,04 52,8 ± 4,3 

1050 2,41 ± 0,19 17,39 67,32 19,56 56,2 ± 4,5 

1100 2,85 ± 0,35 16,67 73,57 7,71 66 ± 8 

1150 2,44± 0,82 14,97 46,17 4,04 57 ± 19 

fusion 2,57 ± 0,51 23,04 8,62 6,21 60 ± 12 


AJ!e vla Leau 557 ± 2 7 

167

1- LA FRANGE COTlERE- MARGARITA 

a- L 7/e de Margarita. 

D'une façon générale, les âges moyens 4OA-39A sont en bon accord 

avec ceux donnés par le K-A classique (Tableau 16). Cependant le résultat 

obtenu sur la paragonite MAR 38 constitue une notable exception puisqu'il y 

a presqu'un facteur 2 entre les résultats des deux méthodes! Probablement ce 

ne sont pas les mêmes fractions de micas qui ont été analysées par les deux 

techniques. On peut donc, à un minéral près, conclure que l'irradiation n'a 

pas induit de comportement en système ouvert pour l'horloge K-A. 

Remarquons que, de cet ensemble de résultats, quatre minéraux donnent des 

plateaux d'âge bien définis et quasiment identiques, 52,80 ± 0,31 Ma pour le 

mica blanc W 675 (fig. 53), 54,20± 0,20Ma pour le mica blanc W 167 (fig. 54), 

52,77 ± 0,28 Ma pour le mica blanc W 1252 (fig. 55) et 55,41 ± 2,81 Ma pour 

l'amphibole MAR 38 (fig. 56). Si un seul âge plateau n'a pas forcément de 

signification géologique, surtout s'il s'agit de micas (Berger, 1975; Foland, 

1983), plusieurs âges-plateau donnant une même valeur en ont probablement 

une.. En effet , la probabilité pour que quatre échantillons différents 

définissent des "faux" plateaux ayant la même valeur est faible. Il faut en plus 

se rappeler que le mica blanc W 1252,extrait d'un granite, n'est pas identique 

à ceux de W 675 et W 167. De la même façon on pourrait arguer que 

l'amphibole bleue est un système totalement différent de celui des micas. 

Malheureusement ce raisonnement n'est pas valable. Sisson & Onstott (1986) 

ont, en effet, démontré que les âges sur amphibole bleue reflétaient souvent 

ceux de mica blanc en inclusion. 

Le profil 4OA-39A livré par la muscovite W 1252révèle des paliers dont l'âge 

croit avec la température. En adoptant un modèle comme celui de Fitch et al. 

(1969), cette caractéristique s'explique par l'existence d'un événement 

thermique postérieur à 55-53 Ma qui aurait partiellement ou totalement remis 

à zéro les sites de faible rétention de l'argon. L'âge plateau obtenu sur la 

paragonite MAR 38,44,6 ± 1,7 Ma (fig. 57), serait donc susceptible d'avoir une 

signification géologique. Remarquons, en effet, qu'au palier 660°C, le 

premier à être véritablement significatif, on obtient 47,0 ± 2,5 Ma pour W 167, 

47,5 ± 0,8 Ma pour W 1252 et 44,5 ± 1,5 Ma pour W 675. S'il n'est pas possible 

d'obtenir une information précise du spectre de la paragonite XII-J (fig. 58), 

en raison de son caractère chaotique, il témoigne quand même de l'existence 

d'au moins un événement thermique important postérieur à 55-53 Ma. 

170

Le spectre livré par la muscovite SJ-B1 (fig. 59) a une forme de dos d'âne 

(hump shape spectrum). Si Wijbrans & McDougall (1986) ont pu fournir à ce 

type de spectre une explication raisonnable pour des formations 

métamorphiques en faisant appel à deux populations de micas d'âge et de 

rétentivité différentes, il n'en va de même pour SJ-B1 qui est une 

granodiorite. Néanmoins, compte-tenu de ce que l'on sait de la géologie de la 

chaîne Caraïbe et des résultats donnés par les autres échantillons, on peut 

tirer quelques informations de ce profil d'âge. On remarque tout d'abord que 

le premier palier significatif, celui de 660 0 

C, a un âge de 52,6 ± 1,3 Ma qui 

correspond très exactement aux âges plateau des autres échantillons. En 

second lieu, les âges les plus élevés, - 70 Ma, sont similaires à ceux trouvés 

par Rb-Sr ou K-A sur des biotites de granites qui recoupent les formations de 

la frange côtière-Margarita et de la cordillère de la côte (Santamaria & 

Schubert, 1974). Il est possible, en adoptant un modèle tel que celui de Fitch et 

al (1969) de pouvoir tirer une information géologique d'un tel spectre. Bien 

sûr, il conviendrait d'avoir un ou deux profils semblables pour accorder un 

crédit à ces conclusions. 

En résumé, l'étude 4OA-39A confirme, dans l'île de Margarita, l'existence d'un 

événement thermique important vers 53-55 Ma. Il est peu probable qu'il ait 

conduit à des recristallisations importantes. Il est très probable qu'il y a eu 

par la suite un autre épisode thermique plus récent mais moins intense dont 

l'âge pourrait se situer autour de 45 Ma. L'intensité de la tectonique tertiaire 

empêche d'approcher l'âge du métamorphisme HP-BT de Margarita par la 

méthode K-A. Il est probable que la méthode Rb-Sr ne serait pas plus adéquate 

et qu'il faudrait pour ce site utiliser la méthode Sm-Nd. 

b- Cabo Codera. 

Contrairement à ce qui a été observé pour l'île de Margarita les âges 

moyens 4OA-39A s'écartent sensiblement de ceux obtenus par le potasium 

argon classique, 392 Ma au lieu de 475 Ma pour l'amphibole CC87-1, 513 Ma au 

lieu de 753 Ma pour l'amphibole CC 5. Nous n'avons pas d'explication 

immédiate pour ces divergences. L'amphibole CC 87-1 a été irradiée au même 

niveau que le mica SJ-B1 et l'amphibole CC 5 au même niveau que le mica W 

167. Or l'accord entre âge 4OA-39A et K-A pour les micas est satisfaisant. Une 

erreur pourrait sans doute venir de notre part en n'ayant pas choisi comme 

moniteur (standard) une hornblende à bas rapport K/Ca, dont l'âge apparent 

aurait été plus élevé. Il se peut que la raison de cet écart réside dans une 

172

., ,. 

extrême hétérogeneité d'échantillon. Il faut savoir, en effet, que les deux 

amphiboles analysées ont été extraites au Frantz et aux liqueurs denses de 

populations d'amphibole présentant de nombreux indices de chloritisation. 

Il existe donc une forte probabilité pour que les aliquotes du potassium et de 

l'argon, lors de l'analyse K-A, aient été très différentes.Ces amphiboles 

présentent des spectres de même allure. Elles livrent, dans les premiers 

paliers, des âges élevés dont l'un est supérieur à celui de la terre (cas de 

l'amphibole CC 5). Ils décroissent rapidement pour atteindre une valeur 

minimum, lorsque le chauffage se poursuit. On constate enfin notamment 

pour CC 5 une croissance régulière de l'âge avec la température de dégazage 

dans les derniers paliers. De tels spectres dans la littérature sont appelés "en 

forme de selle" (saddle shape spectrum). Cette allure particulière n'est pas 

limitée aux amphiboles. Elle se retrouve, en effet, chez les biotites, pyroxènes 

et feldspaths. Ble témoigne (voir McDougall & Harrison, 1988 pour une revue 

de ce problème) de la présence d'excès d'argon radiogénique, c'est à dire 

essentiellement d'argon 40 introduit après la cristallisation du minéral. Ces 

deux auteurs proposent une explication, qualifiée par eux-mêmes de 

spéculative, à ce genre de spectre. Les minéraux métamorphiques et plus 

particulièrement les amphiboles subissent des phénomènes de démixion. 

Nous n'avons donc pas affaire à des systèmes homogènes, mais au contraire à 

au moins deux phases. Lorsque de tels minéraux sont soumis à des 

surpressions d'argon, comme dans le cas d'un métamorphisme haute 

pression, les deux phases acceptent de l'argon étranger. Celui-ci occuperait, 

dans ,l'une des phases, des sites anioniques vacants plutôt que des sites 

cationiques représentant le siège normal des différents isotopes de l'argon. Il 

est affirmé, en effet, qu'à 300-400° C, le mécanisme lacunaire de diffusion, 

invoqué pour rendre compte l'introduction de cet argon étranger, serait 

beaucoup plus efficace pour les sites anioniques que cationiques. Lors du 

dégazage progressif, une première phase libère son argon. Il y aurait pour 

celui qui est en excès un gradient de concentration négatif de l'extérieur 

vers l'intérieur, qui expliquerait ainsi la décroissance d'âge pour les paliers 

de basse température. Lorsque la deuxième phase commence à dégazer son 

argon, seuls ses sites cationiques seraient concernés. 

Les paliers intermédiaires correspondraient donc au dégazage des deux 

phases avec un minimum d'excès d'argon. Les âges obtenus seraient alors 

suceptibles d'avoir une signification géologique. Aux derniers paliers seule 

la deu.xième phase serait concernée. Les sites anioniques libèreraient leur 

argon en excès, ce qui se traduirait par des âges anormalement élevés d'un 

174

point de vue géologique. Pour visualiser le dégazage des deux phases on fait 

recours à l'évolution du rapport 39A/37A qui reflète le rapport K/Ca. Lors du 

dégazage des amphiboles un rapport élevé K/Ca, communément observé dans 

les premiers paliers, correspondrait au dégazage de la phase plutôt sodique 

(on admet que K et Na occupent les mêmes sites cristallographiques); en 

revanche une valeur basse K/Ca indiquerait le dégazage prépondérant d'une 

phase calcique. 

Pour ce qui concerne l'allure des spectres livrés par CC 87-1 (fig. 60) et CC 5 

(fig. 61), elle renforce la conclusion tirée du K-A classique, à savoir 

l'existence d'importants excès d'argon dans les amphiboles de Cabo Codera 

Peut-on appréhender l'âge du métamorphisme de faciès amphibolite en 

adoptant l'explication d'Harrison & Mc Dougall exposée ci-dessus? Si l'on 

considère CC 5 le métamorphisme ne pourrait être plus ancien que 317 Ma 

alors que CC 87-1 indiquerait une valeur nettement plus basse, 97 ± 3,3 Ma, 

pour cet âge maximum. Rappelons qu'un même ordre de grandeur, 91,5 ± 3,4 

tvla, avait été obtenu à partir de la détermination K-A de CC 87-3. Pour le 

gisement de Cabo Codera il est possible d'affirmer que le métamorphisme de 

faciès amphibolite ne peut être plus ancien que 100 Ma. 

2- L'UNITE DE LA CORDILLERE DE LA COTE 

Série basique de Todosana: 

L'étude 40A-39A a porté sur un gabbro à amphibole de Todasana. Seul le 

mica 1DD 87-22 a été analysé. L'âge moyen obtenu, 762 Ma, est supérieur à 

l'âge K-A classique, 699 ± 20 Ma. L'écart d'âge entre ces deux méthodes est 

moindre comparé à celui observé pour les amphiboles de Cabo-Codera. 

L'explication fournie précédemment sur ces différences, faisant appel à une 

grande hétérogénéité d'échantillon, paraît se vérifier puisqu'ici l'âge 4OA 

39A est plus ancien que l'âge K-A classique. 

Le profil obtenu présente une légère dépression en son milieu (fig. 62). Cette 

caractéristique se retrouve chez de nombreux micas et avait déjà été 

mentionnée par Fitch et al (1969). Selon une étude récente (Ching-Hua Lo et 

Onstott, 1989) ce léger abaissement des âges serait dû à un effet de recul lors 

de l'irradiation. D'après ces auteurs, la plupart des biotites contiennent de 

fines lamelles de chlorite (ce doit être le cas de TOD87-22 dont la teneur en 

KLOn'est pas typique d'une biotite pure). Lors de l'irradiation aux frontières 

des phases l'effet de recul se traduit par un échange d'39A entre chlorite et 

176

iotite. Comme cette dernière est plus riche en potassium, il y a globalement 

enrichissement de la chlorite en 39A et par conséquent abaissement de son 

âge apparent. Lorsqu'elle dégaze (vers 750°-850° C) ceci se marque par un 

creux dans le spectre d'âge. 

L'interprétation géologique du spectre d'âge du mica TOD 87-22 s'avère 

impossible. On sait, en effet, depuis les travaux de Pankhurst et al. (1973) et de 

Foland (1983) que les biotites contenant de l'excès d'argon peuvent livrer des 

plateaux d'âge bien définis. Il nous est donc impossible de dire si le plateau 

rellète un âge géologique. 

Conclusion sur l'apport de l'argon 40- argon 39 à la connaissance 

de la chaÎne caraïbe: 

La contribution essentielle de cette étude 4OA-39A est la confirmation 

d'un événement thermique important vers 53-55 Ma dans l'île de Margarita. 

Compte-tenu des observations de Maresch (1975) il ne semble pas 

s'accompagner de recristallisations importantes. Il faut donc admettre, pour 

le provoquer, un rejeu important de failles sans apport notable de fluides. Un 

événement thermique moins intense postérieur au précédent se serait 

produit aux alentours de 44-45 Ma. Par ailleurs, ainsi que le suggéraient les 

résultats K-A classiques, les spectres sur les amphiboles CC 87-1 et CC 5 

confirment l'existence d'argon étranger sous forme d'excès. 

III CONFRONTATION DE L'ENSEMBLE DE NOS RESULTATS AVEC LES 

DONNEES GEOLOGIQUES Er GEOPHYSIQUES 

Rappelons les résultats de notre étude: 

- Les données sur Villa de cura (Loubet et al, 1985) et une mesure 

sur l'île de Margarita indiquent qu'une phase métamorphique haute 

pression- basse température s'est produite entre 80 et 90 Ma. 

- L'île de Margarita a été affectée à la limite Paléocène-Eocène 

inférieur (53-55 Ma) par d'intenses mouvements tectoniques (écaillages?) 

qui ont remis à zéro les horloges K-A des micas blancs. 

- Des rejeux de faille ont localement affecté certains secteurs de 

la chaîne comme à l'île de Margarita vers 45 Ma, à Cabo Codera et Puerto 

Cabello vers 30 Ma, ou à Todosana vers 20-25 Ma. 

- En aucune façon, sans doute en raison d'un mauvais choix des 

échantillons pour la méthode 4OA-39A, il ne nous est possible de dire si les 

178

diverses phases métamorphiques qui ont affecté la frange côtière-Margarita 

résultent d'un processus continu ou discontinu dans le temps. 

Ces conclusions sont-elles compatibles avec les modèles d'évolution de la zone 

caraïbe établis à partir de oonnées géophysiques (Pindell et al, 1988) ou 

géologiques (Ross et Scotese, 1988; Stephan et al, 1980; Beck, 1983; Stephan, 

1985; Beck, 1985; Stephan et al, 1989). 

La cinématique des plaques (Pindell et al, 1988) montre que les mouvements 

entre Amérique du Nord et Amérique du Sud sont minimes depuis 80-100 Ma. 

L'histoire géologique de la zone Caraïbe s!explique par l'insertion et la 

migration Est-Nord-Est de l'actuelle plaque caraïbe dans le domaine 

atlantique. Cette migration se traduit au niveau de la bordure continentale 

Vénézuelienne par la mise en place progressive de nappes allochtones tout 

au long du Tertiaire. Autrement dit il se forme, en bordure de l'Amérique du 

Sud, dès le campanien (83-72 Ma), un système de faille transformante Est 

Ouest qui va demeurer actif durant tout le Tertiaire. A cela s'ajoute un 

mouvement de convergence entre plaque caraïbe et Amérique du Sud, qui 

complique singulièrement la compréhension du phénomène. Nos résultats 

traduisent donc bien l'intensité de la tectonique tertiaire prédite par les 

modèles des cinématiciens des plaques. Toutefois, la résolution de leurs 

techniques est trop faible pour fournir des contraintes sévères à nos 

données. Il faut donc pour les contrôler plus sérieusement examiner les 

informations apportées par la géologie de terrain. L'examen du complexe 

allochtone de Lara (Stephan et al, 1980; Beck, 1985) met en évidence des 

mouvements tectoniques tangentiels à la limite Sénonien inférieur (80 Ma). 

Dès cette époque les unités frange côtière- Margarita et cordillère côtière 

sont liées. Peu après elles sont toutes deux recoupées par des intrusions 

granodioritiques (70 Ma). Trois événements tectoniques au Paléocène 

Eocène: 

- un événement fini Crétacé-Paléocène inférieur; 

- un événement Eocène inferieur-Eocène moyen basal (7) se 

traduisant dans l'allochtone de Lara par des charriages. 

anticlinorial des nappes. 

- un événement fini Eocène qui provoque le ploiement 

Pour l'essentiel, la tectonique tangentielle de la chaîne caraïbe est achevée. 

L'âge de 80-90 Ma pour le métamorphisme schiste bleu de Villa de Cura n'est 

donc pas en désaccord avec les données géologiques puisqu'antérieur aux 

mouvements tangentiels Sénonien inférieur- Sénonien supérieur. De même 

l'âge de 53-55 Ma trouvé à Margarita se relie assez bien à l'événement Eocène 

inférieur- Eocène moyen basal qui affecte l'ensemble de la chaîne. 

179

L'âge 44-45 Ma livré par la paragonite MAR 38 et par les premiers paliers des 

autres micas de Margarita daterait peut être l'événement fini-Eocène qui 

marque la fin des grands mouvements de charriage. En revanche les âges de 

30 Ma, trouvés â Cabo Codera ou de 20 Ma pour Todasana marqueraient des 

rejeux importants mais locaux de failles coulissantes. 

La géologie n'est malheureusement pas assez bien connue pour confirmer 

cette dernière interprétation. 

CONCLUSION 

Notre étude confirme l'utilité du K-A et de l'argon 40 - argon 39 pour 

dater les mouvements tectoniques (Monié et Maluski, 1983). Ces deux 

méthodes se révèlent particulièrement utiles pour révèler l'âge de rejeux de 

failles et constituent donc une aide pour des études tectoniques fines. En 

revanche le but primitif de notre étude, c'est à dire la détermination de l'âge 

du métamorphisme ou des métamorphismes HP-ET n'a pas été atteint. 11 y a à 

cela deux raisons: 

- l'intensité de la tectonique tertiaire. 

- un choix malheureux des échantillons lors de l'investigation 4OA-39A. Ce 

deuxième point pourra être corrigé à l'avenir. 

180

181

ANNEXE 1 

METHODE EXPERIMENTALE 

1 - INTRODUCTION GENERALE 

La méthode classique K-A est décrite dans Kirsten (1966), Dalrymple et 

Lanphere (1969), Montigny (1985), Faure (1986). Nous rappelons l'équation 

d'âge K-A: 

Pour calculer un âge il est donc nécessaire de déterminer l'argon 

radiogénique et le potassium 40 de l'échantillon. Il existe deux façons de faire: 

- la méthode K-A classique où le potassium et l'argon sont déterminés sur 

deux aliquotes différentes. L'argon est mesuré par dilution isotopique et 

spectrométrie de masse; la teneur du potassium est déterminée par diverses 

méthodes dont la photométrie de flamme. 

- la méthode 39AAOA où l'échantillon est au préalable irradié par une pile 

atomique; une partie du 39K est transformée en 39A. Si l'on connait le 

rendement de la réaction, il est alors possible de calculer un âge, après 

l'analyse isotopique de l'échantillon par spectrométrie de masse. 

Nous allons examiner successivement ces deux procédures et leurs calculs 

d'erreurs. 

11- LES TECHNIQUES ANALYTIQUES 

A-MESURE DE L'ARGON PAR DILUTION ISOTOPIQUE ET DU POTASSIUM 

1 - MESURE DE L'ARGON PAR DILUTION ISOTOPIQUE 

1.1-PRINCIPE DE LA METHODE DE DILUTION ISOTOPIQUE 

Un poids connu d'un échantillon (minéral ou roche totale) est fondu 

dans un creuset en molybdène placé dans un four de haute fréquence. Une 

182

quantité connue d'argon enrichi en isotope 38 (à plus de 99%) est mélangée à 

l'argon extrait de l'échantillon. La composition isotopique du mélange est 

mesurée au spectromètre de masse. La quantité de l'élément naturel dans 

l'échantillon est calculée (40A*: argon radiogénique), sachant que la 

composition isotopique du traceur (ou spike) est connue et différente de 

l'élément que l'on veut doser. Il s'agit dans cette méthode de mesurer 

seulement l'argon. 

1.2-DISPOSITIF EXPERIMENTAL: LIGNE D'EXTRACTION ET DE 

PURIFICATION, SPECTROMETRE DE MA SSE. 

1.2.a- Ligne d'extraction et de purification 

Cette ligne (fig. 63) est construite en verre pyrex. Ble comprend deux 

volumes principaux: un volume d'extraction (du porte-échantillons à la 

vanne V3), et un volume de purification (de la vanne V3 à la vanne V4). La 

partie extraction communique d'une part avec un ballon du traceur isolé de 

celle-ci par un robinet à graisse R2, d'autre part avec un ballon d'air pour les 

prises d'air; elle est séparée de ce dernier par un robinet R2'. Ble comporte 

un tube en U refroidi à l'azote ou l'air liquide pour piéger la vapeur d'eau et 

le gaz carbonique. 

Le gaz à analyser est obtenu par la fusion d'un échantillon (de minéral ou de 

roche totale) en un seul palier de température (- 1600° C). Un petit volume 

connu du traceur (compris entre RI et R2) est prélevé du ballon du spike et 

introduit dans le volume d'extraction, nous y reviendrons. Le gaz extrait de 

l'échantillon est mélangé au traceur. Le mélange est purifié et est prêt à être 

mesuré dans le spectromètre de masse. 

1.2.b- Spectromètre de masse AEI MS 1 0 

C'est un appareil conçu par Dempster (1918) [fig. 64a] et dont la paroi 

est en métal. 11 est composé d'une source d'ions, d'un champ électrique 

accélérateur, d'un champ magnétique déviateur, d'un collecteur (cage de 

Faraday), d'un pré-amplificateur (amplificateur-Philbrick) et amplificateur. 

Il est équipé d'un système enregistreur. La source et le collecteur sont noyés 

dans un champ magnétique permanent d'environ 1840 gauss (fig. 64b). Le 

gaz introduit dans la source est ionisé par un faisceau électronique allant 

d'un filament de rhénium chaud à une électrode ("trap") positive par rapport 

184

mesures à une seule configuration de référence F 10 11 pour l'argon. La 

dynamique de l'amplificateur est de lOV. 

1.3- Prise d'air 

La mesure préalable de celle-ci est nécessaire pour déterminer la 

discrimination de masse du spectromètre de masse. C'est un phénomène 

important qu'il faut corriger pour obtenir des mesures exactes du gaz. Le 

contrôle de la discrimination de masse est régulier (toutes les deux semaines), 

car ce coefficient de discrimination varie dans le temps [voir tableau 17] et 

pour plusieurs raisons (cf. chapitre 2, première partie de la thèse). Nous 

présentons au tableau 17 quelques mesures des rapports 4OA/36A et des 

valeurs des coefficients de discrimination de masse correspondants. On peut 

observer des variations des rapports 40A/36A mesurés de 0,75 % à 3 % par 

rapport au rapport théorique de l'air de 295,5. Connaissant donc la 

discrimination de masse pour l'argon il est possible, de mesurer la 

composition isotopique du spike et, de calibrer le spectromètre de masse. 

Tableau 17: Rapports 4OA/36A mesurés de l'air et les coefficients de 

discrimination de masse. 

Date 4OA/36A de l'air mesurés Coeff. de discrimination de 

masse ô/u.a.m 

5/4/1988 299,13± 0,40 3 0/00 

25/4/1988 298,47± 0,40 2,5 0/00 

7/6/1988 297,73 ± 0,60 1,8 0/00 

2117/1988 290,20± 1,20 4,5 0/00 

1.4- Calibration du spike 

Le traceur sert d'étalon. La calibration du spike peut êtrl7 réalisée selon 

deux méthodes: par dosage du spike par analyse d'un minéral standard où la 

quantité d'argon est connue ou par dilution isotopique avec une quantité 

connue d'argon atmosphérique. 

La première méthode consiste à mesurer un volume connu du spike avec une 

quantité connue d'argon standard. Connaissant la composition isotopique du 

spike mesurée au spectromètre de masse, il est possible déterminer la 

quantité de traceur d'argon dans le volume compris entre les robinets RI et 

187

RZ. Plusieurs standards internationaux, glauconie (GLO), biotite standard LP 

6, muscovite et biotite de Bern sont ainsi régulièrement analysés et 

permettent ainsi de faire des recoupements (voir tableau 18). 

Dans la seconde méthode, un volume de traceur est mélangé à une quantlte 

connue d'air. Comme la méthode précédente, il est nécessaire qu'elle soit 

répétée d'une façon régulière. 

Tableau 18: résultats obtenus des standards. 

Minéral Date poids KZO 40A* 40A */40A tota l 

(g) % en poids) 10- 9 mollg) (%) 

Biotite LP 6 15/6/88 010585 9859 1 886± 0038 9537 

Il " 18/7/88 0,13805 9,859 1,912 ± 0,039 96,81 

Biotite de 16/6/88 0114433 939 o237± 0005 73,56 

Bern 413 

GLOOdin 10/8/88 015154 7,947 1081 ± 0022 9457 

1.5- La résiduelle 

La mesure de la résiduelle d'argon du spectromètre de masse est 

réalisée avant l'introduction du gaz dans la machine. Les signaux ( tableau 

19) sont mesurés sur F 101l. Ils sont très bas, et considérés négligeables 

comparés à ceux du gaz de l'échantillon dont les valeurs rapportées à la 

configuration F 10 11 sont supérieures à, 20000mV pour l'argon 40,1000 mV 

pour l'argon 38, et 20mV pour l'argon 36. 

Tableau 19: Valeurs du bruit de fond des masses 36,38 et 40 

Masse Intensité des signaux desoics (en mV) 

36 0 

38

Pour déterminer l'argon 40 radiogénique (40A*), on part des équations 

suivantes: 

40AM =40A a + 40AT+ 40A * 

38AM =38A a + 38AT 

36AM = 36A a + 36AT 

(1) 

M: mélange 

a: air; T: traceur 

iA: est le nombre d'atomes de l'isotope i d'argon. 

40A =21,364% 

Compososition 38A =78,564% 

du spike 36A = 0,072 % 

Composition de 

l'atmosphère 

40A = 99,600% 

38A = 0,063% 

36A = 0,337% 

Le spike se trouve dans l'appareillage depuis 15 ans. Il a été contaminé par 

l'air; ceci explique le fait qu'on n'a pas dans le spike une composition en 38A 

supérieure à 99 %. 

On connait la quantité prélevée d'38A du traceur [cf., Annexe 2]. La résolution 

du système d'équations (1) [voir calculs, Annexe 2] nous donne 1'4OA*: 

4OA*=38ATf (4OA/38A)M- (4OA/38A)T-[( 1- 

(38A/36A)M( 36A/38A)T)1 ((38A/36A)M( 36A/38A)a-1 )] [(4OA/38A)a 

(4OA/38A)Mll 

Les résultats peuvent être exprimés en nombre de moles par gramme ou en cc 

STP/g d'échantillon, sachant que le poids de l'échantillon dont est extrait le 

gaz est connu. 

L'erreur commise sur la mesure de 1'40A*, 0(40A*),(voir calculs dans Annexe 

2) est déterminée par la formule: 

0 2(40A*)=o2(38A) d 112(40A/38A)me[((40A/36A)am 

+(40A/36A)a)1(40A/36A)am] [( (40A/36A)me- (40A/36A)am)1 (40A/36A)me] }2+ 

0 2(40A/38A)mef 1I2(38Ah[((40A/36A)am+(40A/36A)a)1(40A/36A)am] [( (40A/36A 

)me- (40A/36A)am)1 (40A/36A)me] }2+ 

02(40A/36A)mef 1I2(38Ah(40A/38A)me[((40A/36A)am+ 

(40A/36A)a)1 (40A/36A)am] [(40A/36A)aml (40A/36A)2 me ]}2+ 

0 2(40A/36A)amf 112[( 38Ah( 40A/38A)me]1[( 40A/36A)me(40A/36A) 2am] [(40A/36 

A)a( 40A/36A)me+(40A/36A) 2 am ]}2 

ou: 

02(40A*)I(40A* )2=02(38A) t/(38A)2t + 02(40A/38A)mel(40A/38A)2 me+ 

02(40A/36A)me( 40A/36A)2 am l ((40A/36A)2 me [(40A/36A) me- (40A/36A)am]2)+ 

02(40A/36A)am[ (40A/36A)a(40A/36A)me+(40A/36A) 2 am ]21 ( (40A/36A)2 am [(40AI 

36A)am+(40A/36A)al 2[( 40A/36A) me- (40A/36A)am]2) 

190

t = total : argon de l'air + argon de l'échantillon 

am: air mesuré 

me: valeur mesurée de l'échantillon non corrigée de la discrimination de 

masse. 

2- MESURE DU POTASSIUM PAR SPECTROPHOTOMETRIE DE 

FLAMME 

2.1- Méthodes de détermination de la teneur du potassium 

Nous avons utilisé la spectrophotométrie de flamme. Cette méthode 

offre l'avantage d'être facile à mettre en œuvre et de fournir une précision 

acceptable pour des teneurs en KzOsupérieures ou égales à 0,1 %. 

2.2- Principe de la spectrophotométrie de flamme 

Il consiste au passage d'une solution à analyser à travers une flamme. 

La longeur d'onde émise par un élément est caractéristique de cet élément. 

Elle résulte du passage d'un atome d'un état stable à un état excité. L'intensité 

de la radiation est proportionnelle à la quantité de l'élément. La mesure de 

celle-ci détermine la teneur cherchée. 

191

Figure 66: Spectrophotomètre de flamme 

192

2.3- Le spectrophotomètre de flamme 

Il a été spécialement conçu par Coming Medical pour le dosage du 

sodium (Na) et du potassium (K) [fig. 66].11 est de type EEL 450, et se compose: 

- d\m brûleur alimenté par du propane et de l'air comprimé; 

- d'un système d'injection du liquide à doser, avec une sonde, une pompe 

péristaltique, un mélangeur diluteur et injecteur; 

- d'un ensemble photoélectrique digitalisé de mesure de l'intensité des raies 

5889,9À de Na et 7664,9À de K. 

La qualité remarquable de cet appareil, c'est la linéarité de la réponse en 

fonction de la concentration. 

2.4- ChaÎne de traitements et mise en solution d'un échantillon 

Un échantillon (l00 à 150 mg) est chauffé à 110 0 

C pendant une nuit, 

dans un creuset de carbone dit vitreux, pour enlever l'eau d'imbibition. Il est 

ensuite passé à 1000 0 

C dans un four à moufle en silice pendant 3 à 4 heures 

afin de connaître la perte en poids de l'échantillon à cette température, 

puisqu'il sera mis en fusion pour la préparation d'une perle. A chaque 

épreuve, le poids de l'échantillon, avant et après l'opération est noté. 

L'échantillon calciné est broyé dans un broyeur à anneau ou un mortier en 

agate. La poudre obtenue, dite "poudre calcinée" est mélangée au fondant (750 

mg de tétraborate de lithium: LiZB4Ü7) et rassemblée au fond du creuset. Un 

grand nombre de creusets en graphite vitreux (un maximum de 18) 

contenant ce mélange sont placés sous la cloche en silice du moufle mobile 

froid. Le moufle est introduit dans un four pour fusion au borax sous 

atmosphère neutre à 1000 0 

C pour éviter la combustion des creusets de 

carbone. Cet appareil (fig. 67) est composé, d'un four mobile verticalement 

actionné par un dispositif hydraulique, dun moufle en silice bien clos mobile 

horizontalement avec amenée d'argon, d'une alimentation en argon, d'un 

régulateur électrique. L'expérience de fusion dure environ 20 mn. on 

procède au refroidissement rapide pour garder les perles de borax à l'état 

vitreux. La perle obtenue est mise en solution avec 20 ml d'un solvant 

préalablement préparé, de composition: 100 ml de HCI (l0 N), 500 ml d'eau 

déminéralisée et 400 ml de glycérine. La dissolution a lieu sur une rampe, 

chauffée à 60 0 

C, sur laquelle sont placés les creusets contenant chacun un' 

agiteur magnétique. La solution obtenue est stockée chacune dans un tube de 

plastique pour l'analyse. 

194

2.5_ Etalonnage du spectrophotomètre de flamme et mesures 

Afin de stabiliser la flamme, le spectrophotomètre de flamme est 

d'abord mis en route; puis un réglage de la réponse du standard interne (du 

nitrate de lithium: UN03) est effectué. On dispose de 15 étalons gradués en 

teneur de Na20 et K20 correspondant à des concentrations dans la roche 

allant de 0 à 20%. La solution étalon est un mélange d'une "solution matrice" 

composée, pour 1 litre de solution de: 31,6 g de fondant majeur (Li2B4Ü7), 84 

ml d'HCl (l0 N), 336,8 ml de glycérine et de l'eau déminéralisée, et de 3 

"solutions mères" obtenues par dissolution de NaCI et de KCl dans l'eau 

acidulée à 10 cm3/l de HCl (l0 N) [pour des détails, consulter Samuel et al., 

1983]. L'étalonnage consiste au: réglage des zéros avec l'étalon 0 %, réglage 

des gains avec un étalon (l'appareil doit afficher les teneurs de Na20 et K20 

dans l'étalon), passage des 15 étalons de teneurs en K20allant de 0 à 20 % pour 

contrôler la linéarité de la réponse. Lorsque cette dernière opération est 

réalisée, on procède à la mesure de la teneur en Na20 et K20 de chaque 

échantillon. Les teneurs en K20 de toutes les solutions à analyser sont 

mesurées très rapidement, en un premier temps, pour avoir une idée de leur 

teneur. Ensuite, avant le passage d'un échantillon, on passe un étalon de 

teneur en K20connue et inférieure ou égale à celle de la solution à analyser. 

On contrôle d'éventuelles dérives pouvant survenir au cours de la mesure. Si 

un tel cas survient, selon l'importance de la dérive, nous pouvons, soit 

repasser les échantillons mesurés depuis le dernier étalon, soit faire une 

correction numérique (en se servant d'un étalon de teneur en K20 voisine) 

pour s'assurer de la linéarité des réponses; les valeurs des signaux 

représentant les teneurs en Na20 et K20 sont affichées simultanément sur 

voltmètres numériques. Nous travaillons dans des conditions acceptables, 

avec des limites inférieures de détections de 100 ppm dans la roche, soit 0,4 

ppm dans la solution. La précision est de ± 2 %. 

2.6- Correction de la teneur en K20 de l'échantillon 

La teneur en K20 affichée par le spectrophotomètre de flamme au 

cours de la mesure n'est pas la valeur vraie de l'échantillon; il faut rapporter 

le poids de l'échantillon après calcination à 1000 0 

Cà celui de l'échantillon de 

référence; c'est à dire que nous rajoutons au poids de l'échantillon après 

séchage à 110° Ccelui qu'il a perdu lors de sa calcination à 1000° C. La teneur 

en K20correspondant à l'échantillon de référence peut être calculée. 

195

2.7- Erreur sur l'âge conventionnel 

Rappelons que la formule de l'âge conventionnel K-Ar s'écrit: 

On doit estimer une preClSlOn sur cet âge calculé. L'expérimentateur peut 

commettre une erreur lors de la correction d'argon atmosphérique, sur la 

mesure du potassium, sur la calibration du traceur d'argon et sur la mesure 

des compositions isotopiques d'argon (40A/38A, 36A/38A). 

Une estimation de cette erreur analytique a été proposée par Cox et Dalrymple 

(196ï) et s'écrit: 

avec: 

OK: écart-type des analyses de potassium 

err: écart-type de la calibration du traceur d'argon 

040A/38A: écart-type du rapport (40A/38A)mesuré 

038A/36A: écart-type du rapport (38A/36A)mesuré 

r: fraction d'argon 40 radiogénique. 

La formule utilisée tient compte de l'erreur introduite par la discrimination 

de masse (calcul dû à Albarède: communication écrite). 

Selon les résultats de Dalrymple et Lanphere (1969), lorsque le pourcentage 

d'argon 40 radiogénique est inférieur à 10 %, l'erreur analytique devient 

extrêmement élevée (fig. 68). 

1- PRINCIPE DE LA METHODE ANAL YT/QUE 

L'équation d'âge (cf., Albarède, 19ï6;et chapitre précédent) s'écrit: 

La détermination d'un âge exige la mesure au spectromètre de masse du 

rapport 40A*139A de l'échantillon et celui du standard d'âge tM connu. 

L'expérience consiste à chauffer un échantillon à un palier de température 

donnée; 1'40A et 1'39A sont libérés. Après purification de ce gaz (et des gaz 

197

ares), le rapport 40A/39A est mesuré. un certain nombres de correlions (cf., 

paragraphes suivants; et Annexe 3) sont effectuées sur ce rapport; une telle 

opération est au préalable réalisée sur un moniteur irradié au même niveau 

que celui-ci et qui lui sert de référence pour la msure. Un âge apparent de 

l'échantillon peut ainsi être déterminé. 

2- DISPOSITIF EXPERIMENTAL 

Il est le même que celui utilisé pour la mesure d'argon par dilution 

isotopique. Le mode opératoire est le même; la sensibilité du spectromètre ou 

l'utilisation d'un traceur comme étalon n'est pas utile. L'extraction du gaz de 

l'échantillon s'opère par paliers successifs de température, sauf pour les sels 

(CaF2, K2S)4 ou KF) et les moniteurs où elle a lieu en un seul palier de 

température (- 1600° C). Le nombre de paliers de température pour l'analyse 

entière d'un échantillon dépend de la nature de celui-ci, de sa teneur 

supposée en potassium et de son âge. Jusqu'à des températures voisines de 

850° C l'échantillon est chauffé au moyen d'un four ohmique. Au de-là de 

cette température la chauffe est réalisée dans le creuset de molybdène du 

four de haute fréquence. Le gaz ainsi extrait et purifié est prêt à être analysé. 

3- PRISE D'AIR, LE BLANC ET LA RESIDUELLE 

Comme il a été décrit précédemment, l'analyse d'un échantillon est 

précédée par une mesure d'une prise d'air, d'un blanc et de la résiduelle. Les 

valeurs des coefficients de discrimination de masse du spectomètre de masse 

sont voisines à celles du cas précédent (tableau 17). Le blanc dans cette 

méthode analytique est meilleur que celui de la méthode de dilution 

isotopique (tableau 18) parce que nous avons affaire, ici, à la mesure de 

petites quantités de gaz extrait de plusieurs paliers de température pour un 

même échantillon. Cependant les petites quantités de gaz à analyser sont 

sensibles à l'effet de contamination. Dans le tableau 21 que nous présentons, 

nous montrons deux exemples de blanc: l'un réalisé à 850° C avec le four 

ohmique (placé entre l'emplacement des échantillons et le four de haute 

fréquence) et l'autre, à 1650° Cavec le creuset de molybdène. Comme on peut 

l'observer, l'effet du blanc est important avec la température. Mais un très 

faible signal du pic de la masse 36 (environ 0,15 mV) entraine une grande 

erreur sur le rapport 40A/36A, c'est à dire une grande imprécision sur la 

198

mesure de ce rapport. Ici encore, les mêmes raisons que celles du blanc de la 

méthode de dilution isotopique et l'imprécision sur la détermination du 

rapport 40A/36A nous amènent à ne pas corriger des données mesurées de 

l'échantillon l'effet du blanc dû aux faibles signaux des pics de l'36A, 1'37A, 

l'39A et l'40A mesurés sur FlOu. Les intensités des signaux du gaz mesuré 

sont plus grandes que, 2000mY pour l'40A, 300mY pour l'39A, 3 mY (pour des 

échantillons calciques) pour 1'37A, 5 mY pour l'36A données sur FlOU. 

Tableau 21: le blanc du four ohmique et le blanc du creuset pour les masses 

36,37,39 et 40. 

Blanc du four ohmique (850 0 

C) Blanc du creuset (1650 0 

C) 

40: (mY) 43 70 

39: (mY) 0 0 

37: (mY) 0 0 

36:(mY) -015 -027 

40A/36A 2906±584 256 6± 340 

4- LES MESURES 

Les mesures des échantillons sont faites par référence à un moniteur 

appartenant à la même navette et même étage que ces derniers lors de 

l'irradiation dans un réacteur nucléaire [cf., chapitre 1, paragraphe D.III de 

cette deuxième partie de la thèse, et Annexe 1, paragraphes B.6 et CA]. Ceci 

suppose une mesure préalable du moniteur (exemple des mesures de 

moniteurs: tableau 22). 

Tableau 22: résultats obtenus des moniteurs dont la Biotite LP 6 d'âge 129106 

ans. 

Minéral rang de la navette Niveau (40A/39A)ecB Contam. atrnosp. 

Biotite LP 6 1 1 641741 + 000826 785 

Biotite LP 6 1 2 587055+ 000713 310 

Biotite LP 6 2 1 5 504ü9± 000752 643 

Biotite LP 6 2 2 5 65113± 000976 848 

Les données d'argon qui vont servir au calcul d'âge apparent de l'échantillon 

sont le rapport 40A/39A du moniteur et celui de l'échantillon (voir plus loin 

dans ce chapitre). Chacun de ces rapports 40A/39A ne résulte pas seulement, 

199

6 -CORRECTIONS D'INTERFERENCES ISOTOPIQUES D'ORIGINE 

NUCLEAIRES ET ATMOSPHERIQUE 

Nous avons indiqué (cf., dans cette deuxième partie de la thèse, 

chapitre 1, paragraphe D.III) les principales sources de productions de 

certains isotopes d'argon (36A, 37A, 39A, 40A) à partir des interactions de 

neutrons avec les isotopes de Ca et K. Il faut donc corriger des compositions 

isotopiques mesurées d'un échantillon la contribution des isotopes artificiels 

de l'argon produits lors de l'irradiation par des réactions nucléaires autres 

que 39K(n,p)39A. L'intérêt c'est d'obtenir le rapport 40A*/39A de 

l'échantillon dont l'40A* résulte de la seule décroissance du 40K depuis 

l'évènement que nous voulons dater. 

L'abondance de 1,37A dans un échantillon irradié est un bon indicateur de 

l'étendue d'interférence du Ca; elle est utlisée pour estimer les contributions 

du 44Casur 40A, du 40Casur 36A, du 42Casur 39A. Les mesures réalisées sur le 

sel de calcium nous permettent de réaliser ces corrections; et la contribution 

du 40K sur l'40A peut être connue à partir des mesures du sel de potassium. 

On part des équations suivantes: 

40A e =40A* + 40A a + 40AK + 40Aea 

39A e =39AK + 39Aea 

37A e =37Aea 

36A e = 36A a + 36Aea 

e: échantillon; a: air 

K: venant du potassium; 

Ca: venant du calcium 

Une résolution détaillée de ces équations est présentée dans l'Annexe 3. La 

formule finale donnée par Albarède (1976) s'écrit: 

(40A*/39A)ecB = [1/(1 + Il)]{(1 + B)(40A/39A)m(1 + ô)[(1 - d)/(1 - e)] 

(40A/39A)KI 

avec Il = 29S,S/{(40A/36A)m(1 + 4.ô)[(1 - d)/(1- f)](1 + a) - 29S,SI 

a = (36A/37A)C'a/[(36A/37A)e - (36A/37A)C'a]; avec 

(36A/37A)e=(36A/37A)m(1- ô)(l- f); 

(36A/37A)C'a ==(36A - 40A/29S,S)/37A; 

B = (39A/37Aka/[(39A/37A)e - (39A/37Aka]; f =36AB/36A t ; 

d = 40AB/40A t ; e = 39AB/39A t ; 

(39A/37A)e = (39A/37A)m(1 + 2.ô)(1 - 39AB/39A t ) 

m: données mesurées; am: air mesuré; B: blanc; t = total; 

Art = argon échantillon + argon du blanc; a: donnée théorique de l'air; 

e: échantillon corrigé de la discrimination de masse et du blanc 

201

c- 

1- 

PREPARATION DES ECHANTILLONS 

PRELEVEMENT DES ECHANTILLONS 

Lors de la sélection des échantillons de roche, il est préférable d'éviter 

ceux qui présentent des marques d'une altération d'origine météorique; 

certains de ces systèmes pourraient se comporter comme des milieux ouverts 

à l'argon; ils conduiraient souvent à des âges radiométriques jeunes 

[Dalrymple et Lanphere, 1969; Montigny, 1985]. 

Pour concentrer une quantité suffisante de minéraux pour les analyses, il est 

souhaitable de prélever sur le terrain au moins 5 Kg d'échantillons. Le 

matériel récolté, pour être dans un état satisfaisant et représentatif, doit être 

au préalable débarrassé par sciage de ses parties altérées s'il y a lieu, coupé 

en petits morceaux au moyen d'une scie, lavé et séché à l'étuve. 

2- BROYAGE ET SEPARATION DES MINERAUX 

Ces morceaux d'échantillons sont concassés dans un broyeur à 

machoires, ensuite réduits en grains fins dans un mortier en porcelaine ou 

en acier. Le broyage n'est-il pas une source de perte de gaz et de 

contamination par les gaz de l'air? Gentner et Kley (1957) montrent que le 

broyage peut amener une perte d'argon. Les pertes d'argon radiogéniques 

peuvent atteindre 30à 50 % si l'on réduit la taille de grains à 5-10 pm. Si les 

minéraux sont broyés trop finement (en dessous de 100 pm) cela peut 

entrainer une augmentation de l'argon de l'air par adsorption [Everden et al. 

(1960, 1964); Keeling et Naughton, 1974; Jambon et al., 1985]; il est donc 

recommandé d'utiliser des grains aussi gros que possible pour minimiser les 

ajouts d'argon atmosphérique (McDougal, 1966; Dalrymple et Lanphere, 1969) 

qui rendent difficiles les datations des jeunes roches. Lorqu'on choisie une 

fraction où la taille des grains est supérieure à la maille de 'libération des 

minéraux, il apparaît difficile de concentrer un minéral; il s'ensuit, par 

exemple, qu'un âge mesuré sur une hornblende concentrée avec seulement 

quelques pour cents de micas sera voisin de celui du mica (Armstrong, 1966). 

Ce dernier sera le principal contributeur de potassium et d'argon pour cette 

analyse. L'échantillon, à l'état poudreux, est passé dans une série de tamis de 

dimensions de mailles variées. Nous avons choisi la fraction granulométrique 

comprise entre 80 et 100 pm ou 100 et 160 pm, qui correspond à la maille de 

203

libération dans la plupart des roches étudiées. Les grains sont passés aux 

ultrasons dans l'eau distillée afin d'éliminer les fines poussières dues au 

broyage, et ensuite séchés à l'étuve (à environ 50 à 60° C). La séparation des 

minéraux est réalisée grâce au séparateur magnétique (type Frantz) et les 

liqueurs denses. Nous nous sommes servis de l'iodure de méthylène, car 

aucune interférence de masse ne peut avoir lieu pour l'argon que nous 

analysons. On affine la purification par un tri manuel du minéral sous une 

loupe binoculaire à l'aide d'une pointe métallique. Les feldspaths sont 

souvent traités pendant 10à 20 minutes à l'acide fluorhydrique (HF) dilué à 5 

10 % pour éliminer la calcite; les grains sont ensuite passés dans un bain 

ultrasonique d'eau distillée, à l'alcool à 90% et puis à l'acétone afin de rendre 

plus rapide le séchage dans l'étuve. 

3-HOMOGENEITE DES ECHANTilLONS: QUANTITES ANAL YSEES 

Les quantités d'échantillons à analyser dépendent de la méthode 

d'analyse appliquée. Lorsqu'il s'agit de la première méthode (K-Ar), il faut 

prélever deux aliquotes différentes d'un échantillon pour le dosage de 

l'argon et du potassium. on doit disposer une taille de grains homogène; la 

teneur en potassium pour un même minéral diffère d'une taille à l'autre 

(Ingamells et Engels, 1976). Il est souhaitable d'avoir au départ d'au moins 150 

mg du minéral pour disposer d'au moins 100 mg afin d'avoir une mesure 

correcte de K20, et d'avoir au moins 500 mg de cette prise semblable pour la 

mesure d'argon. Ces poids représentent des limites minimales. 11 est courant 

de voir des poids des prises inférieurs à ceux indiqués ci-dessus (Pinault, 

1974). La quantité d'échantillon du minéral à analyser dépend de la nature du 

minéral, de sa capacité de rétention de l'argon, de la sensibilité du 

spectromètre de masse ou du spectrophotomètre de flamme, de l'âge de la 

roche échantillonnée qui peut être parfois connu à partir des données 

stratigraphiques ou des données radiométriques d'autres laboratoires. La 

fraction retenue pour le dosage de l'argon est enveloppée dans une feuille de 

nickel ou d'aluminium. 

La quantité destinée à l'analyse par la méthode 39A-40A parait dans la plupart 

des cas petite que celle pour le dosage de l'argon par dilution isotopique 

(Albarède, 1976). Ces échantillons sont scellés sous vide dans des ampoules de 

quartz pour être irradiés. 

204 

.......

4- IRRADIATION DES ECHANTILLONS 

Les échantillons (entre 100 et 300 mg chacun) scellés sous vide dans 

des ampoules· de quartz sont placés dans des navettes. Les navettes 

d'irradiation sont en aluminium longues de 75 mm et de 45 mm de diamètre. 

Dans une navette, 8 échantillons sont répartis en deux niveaux de 4 

échantillons chacun. Sur un niveau appelé "étage", les échantillons sont 

disposés en couronne et sont composés d'un ou deux sels (un sel de calcium, 

un sel de potassium), un moniteur et un ou deux échantillons. Les navettes 

sont placées dans des paniers tournants du réacteur nucléaire. Elles sont 

soumises à une fluence de 0,5.10 19 neutrons par centimètre carré (0,5.10 19 

n/cm Z ). La fluence est la dose de neutrons délivrée par le réacteur nucléaire 

intégrée sur une durée d'irradiation déterminée. Cette durée est fonction du 

nombre de n/cm 2 /s délivré par le réacteur. Le réacteur qui a servi à 

l'irradiation de nos échantillons est la "pile Osiris" à Saclay, réacteur de type 

"piscine". Son flux est en moyenne de 4,6.1013 n/cmZ/s. A la sortie de la pile, 

les échantillons irradiés sont mis dans une piscine, pendant une durée 

déterminée (environ 15 jours) pour permettre la décroissance radioactive des 

éléments les plus nocifs, avant d'être analysés. 

Pourquoi le choix d'une fluence optimum? Tout simplement il s'avère 

nécessaire de produire une quantité suffisante d'39A aux dépens du 39K pour 

avoir une mesure précise; et de limiter les interférences de masses produites 

par les réactions autres que 39K(n, p )39A. Ces dernières sont fonction du fIux 

total de neutrons et du rapport K/Ca (Turner, 1971). 

La disposition des moniteurs à deux niveaux différents dans la même navette 

s'avère nécessaire. Ble permet de s'affranchir des erreurs de mesure des 

échantillons dues à l'hétérogénéité verticale du flux de neutrons; chaque 

échantillon est mesuré par rapport au moniteur du même étage. Le problème 

d'erreur liée à l'hétérogénéité latérale du flux de neutrons est résolu, puisque 

les navettes sont placées dans des paniers rotatifs. Pour l'analyse, les 

échantillons irradiés sont enveloppés dans des feuilles de nickel et sont 

introduits dans le porte-échantillons. 

20S

2- CALIBRATION DU SPIKE 

Lors d'une prise d'air, il faut connaître la quantité q'o d'argon atmosphérique 

contenu dans le ballon d'air Ya(Fig. 63). La solution du problème revient à 

déterminer la pression d'air sec P dans les conditions expérimentales. 

2a - Prise d'air 

Pour déterminer la pression d'air sec dans les conditions expérimentales il 

faut connaître: 

-l'altitude h (m) du lieu de prélèvement de l'air; 

-la température TeK) 

-la pression Pm(mmHg) au niveau de la mer 

à ooe 

-le degré hygrométrique F(%) 

correction d'altitude Ph 

à l'instant du 

prélèvement 

soit k=O,OlmmHg/m la variation de pression par rapport à l'altitude 

Ph=k.h 

correction d'humidité Pd 

soit Py la pression de vapeur saturante (F=lOO%) 

Py.F 

Pd-lOO 

correction de température Pt 

soit t= O,lmmHg/Oe la variation de pression avec la température 

Pt=(T-273,1S).t 

ainsi Ps la pression d'air sec à l'altitude h et. à la température rK du 

prélèvement (conditions expérimentales) est: 

soit: - H volume d'air prélevé (entre R'3 et R'4 Fig. 34) 

207

donc 

alors 

et 

3 - Argon radiogénique 4 0A * 

Le mélange de gaz mesuré dans le spectromètre de masse est constitué de trois 

composants: l'argon du traceur, l'argon de l'air et l'argon radiogénique. 

Le principe de la méthode considère que 36A, 38A et pour partie 40A contenus 

dans l'échantillon sont d'origine atmosphérique. 

Pour déterminer la quantité d'40A* on part des équations suivantes: 

- 40A m =40A a + 40AT+ 40A* 

- 38A m =38A a + 38AT 

_ 36A m =36A a + 36AT 

m =mélange 

T =spike 

a =air 

(40 A i ) .38 4OA ) . 38AT+ COA) -- . 38A 

a 

+ 40A*(1) 

- 38A m Am 38A T 38A a 

- 38A m =38A a + 38AT (2) 

-C 6A ) .38A =(36 A ) C 6 

. 38AT+ -- . 38A 

38A m m 38A A) a (3) 

T 38A a 

\ (2), (3)=> 

209 

. (4)

40K + n ---- >40A + p 

40Ca+n >36A+4He+n 

(Ir) 

42Ca + n >39A + 4He 

(3r) 

40Ca+ n >37A + 4He 

(4r) 

L'argon 37 n'est pas stable et possède une période de décroissance 

radioactive de 34,1 jours 

ainsi les équations de bilan sont: 

40A e =40A* + 40Aa + 40AK (22) Ca et K: dérivé du 

39Ae = 39Aea + 39AK 

(23) calcium et du 

37Ae =37Aea 

(24) potassium 

36Ae = 36Aa + 36Aea 

(25) a: de l'air 

Les rapports de production des différents isotopes à partir du calcium et 

du potassium sont fournis par les rapports isotopiques de sel ultra-pur de ces 

deux éléments irradiés en même temps que les échantillons à analyser. 

3a - La contribution due au calcium 

3a1- Calcul de la quantité d'argon 37 produite 

Les productions de 39A et 36A dans les réactions (2r) et (3r) sont à 

l'origine des corrections les plus importantes. L'abondance de l ,37A dans un 

échantillon irradié est un bon indicateur de l'étendue d'interférence du Ca 

37A a pour origine unique le calcium de l'échantillon (Brereton, 1970). 

Cependant le 37A n'étant pas stable, il est nécessaire de recalculer, à partir de 

la quantité 37Ae mesurée au temps tm après l'irradiation, la quantité 37Ai 

créée pendant le temps t r de l'irradiation. 

37A e =37Atr e-À.tm (26) 

37Atr = quantité de 37A a la fin de l'irradiation et À. constante de 

désintégration de 37A. 

Etant donné le rendement des réactions 2r et 4r on considère que la 

quantité de calcium 40 NCa est constante pendant toute l'irradiation. 

37Actt la quantité de 37A produit pendant l'irradiation entre les temps t 

et t + dt est: 

0N 1 N 2 

(2r) 

=probabilité de la réaction (section éfficace de capture) 

215

Annexe 4 

Le pluton basique de Todasana (TOO) est métamorphisé dans le faciès 

amphibolite de l'unité de la cordillère côtière. Nous avons examiné sur lames 

minces les roches suivantes: une hornblendite à grenat (TOO 87 21), un 

gabbro à amphibole (TOO 87 22), une hornblendite (TOO 87 23), une roche 

métasédimentaire (T0087 24), une amphibolite (TOO 87 26), un augengneiss 

(TOO 87 27). 11 ressort de cet examen des lames minces la composition 

minéralogique suivante des roches que nous présentons sous forme de 

catalogue. 

1DD8721: C'est une hornblendite à grenat dont les minéraux dominants sont 

l'hornblende brune, les pyroxènes et le plagioclase, et de 

minéraux accessoires, le grenat, les spinelles, les biotites et le 

zircon. On note la présence des minéraux opaques. 

TOD 87 22: Ce gabbro à amphibole est caractérisé par la présence 

d'hornblende, de biotite et de plagioclase. Le reste se compose 

essentiellement de minéraux opaques et de minuscules filons de 

calcite. 

TOD8723: Il s'agit d'une hornblendite constituée en majorité d'hornblende 

chloritisée; on note cependant la présence de quelques 

plagioclases et biotites. 

TOD8724: C'est une roche métasédimentaire caractérisée par des grains fins. 

11 apparait dans la lame mince de cette roche en majorité de la 

muscovite, de l'orthose, du quartz, de l'épidote, et en faibles 

quantités des biotites. La présence de l'épidote dans cette roche fait 

penser à un faible degré de métamorphisme. 

. TOD 87 26: Cette amphibolite renferme comme principaux minéraux de 

l'hornblende, de la biotite du plagioclase sodique; le grenat est en 

faible quantité; les minéraux opaques se distinguent partout dans 

la roche. 

230

Bibliographie 

Albarède Francis (1976). Géochronologie comparée par la méthode 39Ar AO Ar 

de deux régions d'histoire post-hercynienne différente: la 

Montagne Noire et les Pyrénées orientales, Thèse d'Etat, Université 

Paris 7. 

Albarède Francis (1982). The 39Ar/ 40Ar technique of dating, ed. John Wiley & 

Sons. 

Aldrich L. 1'. and Nier A. O.; 1946, The abundance of 3He in atmospheric and 

weil heIium. Phys. Rev., 70, p. 983. 

Aldrich L. T. and Nier A. O.; 1948, The occurence of 3He in natural source of 

helium. Phys. Rev., 74, p. 1590. 

Alexander ]r. E. c.; Lewis R. S.; Reynolds ]. H. and Michel M. c.; 1971, 

Plutonium-244: confirmation as an Extinct Radioactivity. Science, 

172. 

Allègre C.].; 1982,Chemieal geodynamic. Tectonophysies, 81,p.109-132. 

Allègre C. J. and Staudacher Th.; 1986, Terrestrial xenology, Il. Japan-U.S. 

seminar on Terrestrial Rare Gases, Yellow-Stone, Abs., p. 1-4. 

Allègre c.]. and Turcotte D. L.; 1985, Geodynamic mixing in the mesosphere 

boundary layer and the origin of oceanic Islands. Geophys. Res. Lett., 

12, p. 207-210. 

Allègre c.].; Ben Othman D.; Polvé M. and Richard P.; 1979, The ND-Sr isotopie 

correlation in matIe materials and geodynamie consequences. Phys. 

Earth Planet. Inter., 19, p. 293-306. 

Allègre C. J.; Brévart O.; Dupré B. and Minster F.].; 1980,Isotopic and chemical 

effects produced in a continuously differentiating convecting Earth 

mantIe. Phil. Trans. R. Soc. Lon., A 297, p. 447-477. 

231

Allègre C. j.; Dupré B. and Brévart O.; 1982, Chemical aspects of the formation 

of the core. Phil. Trans. R. Soc. Lon., A 306,p. 49-59. 

Allègre C. J.; Hamelin B.; Provost A. and Dupré B.; 1986/87a, Topology in 

isotopie multispace and origin of mande chemical heterogeneities. 

Earth and Planet. Sci. Lett., 81, p. 319-337. 

Allègre C. j.; Staudacher Th. and Sarda Ph.; 1986/87b, Rare gas systematics: 

formation of the atmosphere, evolution and structure of the Earth's 

mamIe. Earth and Planet. Sci. Lett., 81, p. 127-150. 

Allègre C. j.; Staudacher Th.; Sarda Ph. and Kurz; 1983, Constraint on 

evolution of Earth's mantle from rare gas systematics. Nature, 303, p. 

762 

Alvarez L. W. and Cornog R.; 1939a, 3He in helium. Phys. Rev., 56, p. 789. 

Alvarez L. W. and Cornog R.; 1939b, Helium and hydrogen of mass 3. Phys. 

Rev., 56, p. 613. 

Armstrong R. L.; 1966, K-Ar dating using neutron activation for Ar analysis: 

granitic plutons of eastern Basin, Nevada and Utah. Geochim. 

Cosmochim. Acta, 30, p. 565-600. 

Aston F. W.; 1920a,The constitution of atmospheric neon. Phil. Mag., Ser. 6, 39, 

p.449-455. 

Aston F. W.; 1920b, The mass-spectra of chemical elements. Phil. Mag., Ser. 6, 

39, p. 611-625. 

Aston F. W.; 1921,The mass-spectra of the alkali metals. Phil. Mag., Ser. 6, 42, 

p.436-441. 

Aston F. W.; 1923, Atomie Weights and isotopes. Smithonian Inst. Rept. for 

1921,Pub. 2679,p. 181-196. 

Aston F. W.; 1931, Constitution of Thallium and Uranium. Nature, 128, p. 725. 

232

Aubouin j.; 1977, Méditérranée orientale et Méditérranée occidentale: 

esquisse d'une comparaison du cadre alpin. Bull. Soc. géol. Fr. XIX-3, 

p.421-435. 

Axford W. E; 1968, The polar wind and the terrestrial helium budget. J. 

Geophys. Res., 73, p. 6855-6859. 

Azbel 1. YA. and Tolstikhin 1. N., Geodynamics, magmatism, and degassing of 

the earth, Geochimica et Cosmochimica Acta Vol. 54, (1990) 139-154. 

Banks P. M. and Holzer T. E.; 1968,The polar wind. J. Geophys. Res., 73, p. 6846 

6854. 

Baskov Y. A.; Vetshteyn S. N.; Surikov S. N.; Toltikhin 1. N.; Malyuk G. A. and 

Mishina T. A.; 1973, Isotope composition of H, 0, C, Ar and He in hot 

springs and gases in the Kuril-Kamchatka volcanic region as 

indicators of formation conditions. Geochemical international, 10, p. 

130. 

Bauer H., Numerische Simulation und praktische Erprobung einer 

rotationssymmetrischen Ionenquelle für Gasmassenspektrometer, 

Thesis, ETH Zürich (1980). 

Beck c.; 1983, Essai sur l'évolution géodynamique des Caraïbes Sud-orientales. 

Bull. Soc. géol. Fr., XXV-2, p. 169-183. 

Beck C; 1985, Las nappas de Aregua-Cadena Caribe Central y la Historia 

Mesozoica deI margen sur deI Caribe alos largo deI Meridiano de 

Caracas. Symp. Paris, Géodynamique des Caraïbes, Ed. Technip, p. 541 

551. 

Berger G. M.; 1975,40Ar/39Ar step heating of thermaly of overprinted biotite, 

hornblende and potassic feldspar from Eldora, Colorado. Earth Planet. 

Sci. Lett., 26, p. 387-408. 

Berger G. W. and York D.; 1981, Geothermometry from 40Ar/39Ar dating 

experiments. Geochim. Cosmochim. Acta, 45, p. 795-812. 

233

Berkhovskiy A R, Yurgina Ye. K' J Sushchevskaya, Gudkova 1. V. and 

Shukolyukov Yu. A, Noble-Gas abundances in midocean ridge basaIt 

glasses, (review translated from) Geokhimiya, NO.5 (1986) 679-689. 

Bernatowicz T. j. and Podosec F. A; 1978, Nuclear components in the 

atmosphere. In Terrestrial Rare Gases, Alexander jr. E. C. and Ozima 

M., japan Sei. Soc. press, Tokyo, p. 99-135. 

Bieri R. H. and Koide M. (1972), Dissolved noble gases in the East equatorial 

and Southeast Pacifie, journal of Geophys. Res., 77, 1667-1676. 

Bieri R. H., Koide M. and Goldberg E. D. (1966), The noble gas contents of 

Paeific seawaters, Journal of Geophys. Res., 71,5243-5265. 

Bougault H.; Dimitriev L.; Schilling J. G.; Sobolev A. Joron j. L. and Needham H. 

D.; 1988, Mantle heterogeneity from trace elements: MAR triple 

jonction near 14°N. Earth and Planet. Sei. Lett., 88, p. 27-36. 

Boulos M. S. and Manuel O.K.; 1971,The xenon record of ex1:inct radioactivities 

in the Earth. Seience, 174, P.1334. 

Brereton, N. R. (1970). Corrections for interfering isotopes in the 40Ar/ 39 Ar 

dating method. Earth Planet. Sei. Lett., 8,427-433. 

Burkser E. S.; Kapustin N. p. and Kondoguri V.; 1937, Helium, radium and 

thorium in beryllium mineraIs of the U.S.S.R.. Compt. Rend. Sci. 

U.R.S.S., 15,p. 22. 

Butler W. A; Jeffrey p. M.; Reynolds j. H. and Wasserburg G. j.; 1963, Isotopie 

variations in terrestrial xenon. j. Geophys. Res., 68, p. 3283-3291. 

Cameron A G. W.; 1970, Abundances of the elements in the solar system. Space 

Sei. Rev., 15, P.121-146. 

Ching-Hua Lo and Onstott T. C.; 1989, 39Ar recoil artifacts in chloritized 

biotite. Geochim. Cosmochim. Acta, 53, p. 2697-2711. 

Clarke W. B. and Thode H. G.; 1964, The isotopie composition of krypton in 

meteorites. J. Geophys. Res., 69, p. 3673-3679. 

234

Clarke W. B.; Jenkins W. j. and Top Z.; 1976, Determination of tritium by mass 

spectrometrie measurement of 3He. Int. j. App. Rad. Isotopes, 27, p. 

515-522. 

Clarke W.B.; Beg M. A and Craig; 1969, Excess 3He in the sea: evidence for 

terrestrial primordial helium. Earth and Planet. Sei. Lett., 6, p. 213. 

Cohen R. S. and O'Nions R. K.; 1982, The lead, Neodymium and strontium 

isotopie structure of ocean ridge basalts. J. Petro!., 23, p. 299-324. 

Cohen R. S.; Evensen N. M.; Hamilton P. j. and O'Nions R. K.; 1980, V-Pb, Sm-Nd 

and RB-Sr systematics of mid-ocean ridge basaIt glasses. Nature, 283, 

p. 149-153. 

Condomines M.; Grbnvald K.; Hooker P. j.; Muehlenbachs K.; O'Nions R. K.; 

Oskarsson N. and Oxburgh E .R.; 1983, Helium, oxygen, strontium and 

neodymium istopic relationships in Iceland volcanics. Earth and 

Planet. Sci. Lett., 66, p. 125-136. 

Cox, A. and Dalrymple, G. B. (1967). Statistical analysis of geomagnetic 

reverseal data and the precision of potassium-argon dating. j. 

Geophys. Res., 72,10,2603-2614. 

Craig H. and Lupton j. E; 1976, Primordial neon, helium and hydrogen in 

oceanic basalts. Earth and Planet. Sei. Lett., 31, p. 369-385. 

Craig H. W. B.; Clarke W.B. and Beg M. A; 1975, Excess 3He in deep water on the 

East Pacifie Rise. Earth and Planet. Sei. Lett., 26, p. 125-132. 

Dalrymple , G.B., and Lanphere, M. A (1969). Potassium-argon dating. 

Freeman, San Francisco. 

Damon P. E.; 1968, Potassium-argon dating of igneous and metamorphie rocks 

with applications to the Basin Ranges of Arizona and Sonora. 1n 

Radiometrie dating for geologists, ed. Hamilton E 1. and Farguhar R. 

M., p. 1-71. 

235

Damon P. E. and Kulp J. L.; 1958a,Inert gases and evolution of the atmosphere. 

Geochim. Cosmochim. Acta, 13, p. 280-292. 

Damon P. E. and Kulp J. L.; 1958b, Excess helium and argon in beryl and other 

mineraIs. Am. Mineral., 43. 

Dasch E. J,; Hedge C. E. and Dymond J,; 1973, Effect of sea water interaction on 

strontium composition of deep-sea basalts. Earth and Planet. Sci. Lett., 

19, p. 177-183. 

Davies G. F.,Earth's neodymium budget and structure and evolution of the 

mantle, Nature, 290 (1981) 208-213. 

Dempster A. J,; 1918,A new method of positive ray analysis. Phys. Rev., Il, p. 

316-325. 

Dempster A. J,; 1935, Isotopie constitution of uranium. Nature, 139, p. 180. 

Dewey J, F. and Bird J. M.; 1970, Moutain belts and the new global tectonies. J. 

Geophys. Res., 75, p. 2625-2647. 

Dewey J, F.; Pitmann W. C. Ill; Ryan W. B. F. and Bonnin J,; 1973, Plate 

tectonics and the evolution of the alpine system. GeoI. Soc. Am. Bull., 

84, p. 3137-3180. 

De Paolo D. J, and Wasserburg G. J,; 1976a, Nd isotopie variations and 

petrogenetic models. Geophys. Res. Leu., 3, p. 249-252. 

De Paolo D. J, and Wasserburg G. J,; 1976b, Inference about magma sources 

and mantle structure from variations of 143Nd/144Nd. Geophys. Res. 

Leu., 3, p. 743-746. 

De Paolo D. J. and Wasserburg G. J,; 1979, Petrogenetic mlxmg models and Nd 

Sr isotopie patterns. Geochim. Cosmochim. Acta, 43, p. 615-627. 

Dodson M. H.; 1973, Closure temperature in cooling geochronological and 

petrological system. Contr. Miner. Petrol., 40, p. 259-274. 

236

Dosso L. and Bougauit H., 14 0 

N mid-Atlantic ridge: isotopic Sr and Nd data (i n 

preparation). 

Dosso L. and BougauIt H., A hot spot at 14 0 

N on the mid-Atlantic ridge: 

isotopic (Sr, Nd) and trace element data, EOS67, 41O,Abstract, 1986. 

Dupré B. and Allègre c.].; 1980, Pb-Sr-Nd isotopic correlation and the 

chemistry of the North Atlantic mantle. Nature, 286, p. 17-22. 

Dupré B. and Allègre C. J.; 1983, Pb-Sr-Nd isotope variation in Indian ocaon 

basalts and mixing phenomena. Nature, 303, p. 142-146. 

Dushman S. and Lafferty ].M. (1962), Scientific foundations of vacuum 

technique, second edition, Wiley J. and Sons, New York, London, 

Sydney. 

Dymond]. and Hogan L.; 1978, Factors controlling the noble gas abundance 

patterns of Deep-sea basalts. Earth and Planet. Sci. Lett., 38, p. 117 

128. 

Edmond]. M.; Damm K. L. von; McDuff R. E. and Measures C.1.; 1982, Chemistry 

of hot springs on the East Pacific Rise and their effluent dispersal. 

Nature, 297, p. 187. 

Everden ]. F.; Curtis G. H.; Kistler R. W. and Obradovich J.; 1960, Argon 

diffusion in glaucophanite, microcline, sanidine, leucite and 

phlogopite. Am. J. Sci., 258, p. 583-604. 

Everden J. F.; Savage D. E.; Curtis G. H. and James G. T.;1964, Potassium-Argon 

dates and the cenozoic mammalian chronology of North America. 

Am. J. Sci., 262,p. 145-198. 

Faure G. and Hurley P. M. (1963), The isotopic composition of strontium in 

oecanic and continental basait: Application to the origin of igneous 

rocks. J. Petrol., 4,31-50. 

Faure Gunter, Principles of Isotope Geology, second edition, Wiley J. and Sons. 

New York, 1986. 

237

Féraud, G., Gastaud, j., Auzende, j.-M., Olivet, j.-L., and Cornen, G. (1982). 

40Ar/39Ar ages for the alkaline volcanism and the basement of 

Gorringe Bank, North Atlantic Ocean. Earth Planet. Sei. Lett. 57, 

211-226. 

Fields P. R.; Friedman A. M.; Milsted j.; Lerner j.; Stevens C. M.; Metta D. and 

Sabine W. K.; 1966, Decay properties of plutonium-244 and comments 

on its existence in nature. Nature, 212,p. 131-134. 

Fitch F. j.; Miller j. A. and Mitchell F. G.; 1969,A new approch to radio-isotopie 

dating in orogenie belt. In Time and place in orogeny. GeoI. Soc. 

London Spec. PubI. 3, p. 157-195. 

Foland, K. A. (1974). 40Ar diffusion in homogeneous orthoclase and an 

interpretation of Ar diffusion in K-feldspar. Geochim. Cosmochim. 

Acta 38,151-166. 

Foland, K. A. (1983). 40Ar/39Ar incremental heating plateaus for biotites with 

excess argon. Isot. Geosci. 1, 3-21. 

Funkhouser j. G., Fisher D. E and Bonatti E (1968), Excess argon in deep-sea 

rocks, Earth and Planet. Sei. Lett., 5, 95-100. 

Gaber L J.; Foland K. A. and Corbato C. E; 1988, On the significance of argon 

release from biotite and amphibolite during 40Ar/39Ar vacuum 

heating. Geochim. Cosmochim. Acta, 52, p. 2457. 

Gast P. W. (1967), Isotope geochemistry of volcanic rocks. In Basalts. The 

Poldervaart Treatise on rocks of basaltic composition, Vol. 1, pp. 325 

358, H. H. Hess and A. Poldervaart, eds.,lnterseience, New York. 

Gentner W. and Kley W.; 1957, Argonbestummungen an Kaliummineralien. 

IV. Die Frage der Argonverluste in Kalifeldspaten und 

Glimmermineralien. Geochim. Cosmochim. Acta, 12, p. 323-329. 

Gerling E. K.; Mamyrin B. A.; Tolstikhin I. N. and Yakovlevka S. S.; 1971, 

Helium isotope composition in sorne rocks. Geochemical 

international, 8, p. 755-761. 

238

Hart S. R.; Dymond j.; and Hogan L. (1979). Preferential formation of the 

atmosphere-sialic crust system from the upper mantle. Nature, 278, 

156-159. 

Hart S. R.; Erlank A. j. and Kable E J. D.; 1974, Sea floor alteration: sorne 

chemical and Sr isotopie effects. Cont. Mineral. petraI., 44, p. 219-230. 

l-Jart S. R.; Schilling J. G. and Powell J. L.; 1973,Basalts from Jceland and along 

the Reykj anes Ridge: Sr isotope geochemistry. Nature, 246, p. 104-107. 

Hawkesworth C. j.; Norry J, c.; Roddick J, C. and Vollmer R.; 1979,143Ndl 144 Nd 

and 87Sr j86Sr ratios from the Azores and their significance in LI L 

clement enriched mantle. Nature, 280, p. 28-31. 

Hawkins J, and Melchior J,; 1983, Petrology of basalts from Loihi seamount, 

Hawaii. Earth and Planet. Sei. Lett., 66, p. 356-368. 

Hebeda EH.; Verdumen E A. and Priem H. N.; 1984, K-A Hornblende ages from 

the 8 Chaco Complex, north-central Venezuela. GeaI. Soc. Am. Mem. 

Hekinian R.; Chaigneau M. and Cheminée j. L.; 1973, Popping rocks and Java 

tubes from the Mid-Atlantic Rift Valley at 36°N. Nature, 245, p. 371 

373. 

Hemond Ch.; Condamines M.; Fourcade S.; Allègre C. J,; Oskarsson N. and Javoy 

M.; 1988, Thorium and oxygen isotopic geochemistry in recent 

tholeiites from lceland: crustal influence on mantle derived magmas. 

Earth and Planet. Sei. Lett., 87, p. 273-285. 

Hennecke EW. and Manuel O. K.; 1975, Noble gases in Hawaiian xenolith. 

Nature, 257, p. 778. 

Hofmann A. W.; 1984,Geochemical mantle models. Terra Cognita, 4, p. 157-165. 

Hofmann A. W. and White W. M.; 1982, Mantle plumes from ancient oceanic 

crust. Earth and Planet. Sei. Lett., 57, p. 421-436. 

240

Hohenberg C. M.; Munk M. N. and Reynolds]. H.; 1967, Spallation and 

fissiogenic xenon and krypton from stepwise heating of the 

Pasamonte Achondrite; the case for extinct plutonium-244 in 

meteOrites; relative ages of chondrites and achondrites. J. Geophys. 

Res., 72. 

Hole M.]., Saunders AD., Marriner G.E and Tarney J., Subduction of pelagie 

sediments: implications for the origin of Ce-anomalous basalts from 

the Mariana Islands, ]. GeoI. Soc. London 141,453-472,1984. 

IngameUs C. O. and Engels j. c.; 1976, Préparation analyse et constantes 

d'échantillonage pour une biotite. National Bureau of Standards, 

Special publication, 422. 

Jacobsen S. G. and Wasserburg G.].; 1979,The mean age of mantle and crustal 

reservoirs. ]. Geophys. Res., 84, p. 7411-7427. 

jaffrey A. H., Flynn K. E, Glendenin L. E. Bentley W. C. and Essling A. M. 

(1971). Precision measurements of the half-lives and specifie 

activities of U-235 and U-238. Phys. Rev., C,4, 1889-1906. 

jambon A. and Zimmermann J. L. (1984), Matière carbonée dans une tholeite 

de la ride médio-Atlantique. 10 Réun. Annu. Sei. Terre, Bordeaux, p. 

305. 

jambon A; Weber H. W. and Begemann E; 1985, Helium and argon from an 

Atlantic MORE glass: concentration distribution and isotopie 

composition. Earth and Planet. Sei. Leu., 73, p. 255-267. 

Jambon A; Weber H. W. and Braun O.; 1986,Solubility of He, Ne, Ar, Kr and Xe 

in basaIt melt in the range 1250-1600°C. Geochemical implication. 


javoy M., Pineau E and Delorme H., Carbon and nitrogen isotopes in the 

mantle, Chemical Geology, 57 (1986) 41-62. 

jenkins W. J.; Edmond j. M. and Corliss J.; 1978, Excess 3He and 4He in 

Galapagos submarine hydrothermal waters. Nature, 272,p. 156-158. 

241

Jochum K. P., Hofmann A. W., Ito E., Seufert H. M. and White W. M., K, U and Th 

in mid-ocean ridge basaIt glasses and heat production, K/U and K/Rb 

in the mantle, Nature, 306,431-436,1983. 

Kanekoa 1. and Takaoka N.; 1980, Rare gas isotopes in Hawaiian ultramafic 

Nodules and volcanic rocks: constraint on genetic relationships. 

Science, 208. 

Kanekoa 1.; Takaoka N. and Clague D. A.; 1983, Noble gas systematics for 

coexisting glass and olivine crystaIs in basalts and dunite xenoliths 

from Loihi seamount. Earth and Planet. Sci. Lett., 66, p. 427-437. 

Keeling D. L. and Naughton J. ].; 1974, K-A dating: Addition of atmospheric 

argon on rock surfaces from crushing. Geophys. Res. Lett., 1, p. -. 

Khlopin V. G., Gerling E. K., and Baronovskoya N. V., NaturaI occurrence of 

sorne stable products of spontaneous fission of uranium, Bull. Acad. 

Sci. U.s.s.r. Classe Scî. Chim., 599,1947 

Kienast J.R. and Rangin c.; 1982, Mesozoic Blueschists and Melanges of Cedros 

Island (Baja CaIifornia, Mexico): a consequence of nappe 

emplacement or subduction? Earth Planet. Sci. Lett., 59, p. 119-138. 

Kirsten, T. (1966). Determination of radiogenic argon, compilated by o. A. 

Schaeffer and ]. Zahringer, ed. Springer-Verlag Berlin. 

Heidelberg. Newyork. 

Klemperer O.; 1935, On the radioactivity of potassium and rubidium. Proc. Roy. 

Soc. London, Ser. A, 148, p. 638-648. 

Kockarts G. and Nicolet M. (1962), Le problème aéronomique de l'hélium et de 

l'hydrogène neutres, Annales de Géophysique, 18,269. 

Kë>lhorster W. von; 1930, Gammastrahlen an Kaliumsalzen. Zeitscher. 

Geophysik, 6, W4, p. 341-357. 

Kulp j. L.; 1951, Origin of the hydrosphere. Bull. Geol. Soc America, 62, p. 236. 

242

Kuroda P. K.; 1960, Nuclear fission in the early history of the earth. Nature, 

187,p.36-38. 

Kurz M. D.; 1982, Helium Isotope Geochemistry of Oceanic Volcanic Rocks: 

Implication for Mantle Heterogeneity and Degassing. Ph. D. Thesis, 

MIT/Woods Hole Oceanogr. Inst. 

Kurz M. D. and ]enkins W.].; 1981,The distribution of helium in oceanic basait 

glasses. Earth and Planet. Sei. Leu., 53, p. 41-54. 

Kurz M. D.; ]enkins W.]. and Hart S.R.; 1982a, Helium isotopie systematics of 

oceanic islands and mantle heterogeneity. Nature, 297, p. 43-47. 

Kurz M. D.; ]enkins W.].; Hart S.R. and Clagne D.; 1983, Helium isotopie 

variations in volcanic rocks from Loihi seamount and the Island of 

Hawaii. Earth and Planet. Sei. Leu., 66, p. 388-406. 

Kurz M. D.; ]enkins W.].; Schilling ].G. and Hart S.R.; 1982b, Helium isotopie 

variations in the mantle beneath the central North Atlantic ocean. 

Earth and Planet. Sei. Leu., 58, p. 1-14. 

Kurz M. D.; Meyer P. S. and Sigurdsson H.; 1985, Helium isotopie systematics 

within the neovolcanie zones of lceland, Earth and Planet. Sei. Lett., 

74, p. 291-305. 

Ladd J. W.; 1976, Relative motion of South Ameriea with respect to North 

America and Caribbean teetonics. Geoi. Soc. Am. Bull., 87, p. 969-976. 

Ladd]. W.; Worzel ]. L. and Watkins ]. S.; 1977, Multifold seismic reflection 

records from the nothern Venezuela basin and the north slope of the 

Muerto Trench. in "Island Arcs, Deep Sea Trenches and Baek-Arc 

Basins", Talwani M. and Fitman W. C.1II Editors, Am. Geophys. Union, 

Mauriee Ewing Series 1, p. 41-56. 

Langmuir Ch. H., Vocke R. D., Hanson G. N. and Hart S. R., A general mlXll1g 

equation with applications to the lcelandie basaIts, Earth Planet. Sei. 

Leu. 37,380-392,1978. 

243

Leclere-Vanhoeve and Stéphan j. F.; 1985, Evolution géodynamique des 

Caraïbes dans le système points chauds. Symp. Paris, Géodynamique 

des Caraïbes, Ed. Technip, p. 21-34. 

Lederer C. M., Hollander j. M., and Perlman L, Table of isotopes, Sixth edition, 

New York, London, Sydney, John Willey and Sons, 1968. 

LeRoux L. j. and Glendenin L. E; 1963, Half-life of Thorium-232. Nat. Conf. 

Nud Energy Appl. Isotop. Radiat. proc., p. 77-88. 

Le Roex A. P.; 1985, Geochemistry, Mineralogy and Magmatic Evolution of the 

BasaItic and Trachytic Lavas from Gough Island, South Atlantic. j. 

Petrol., 26, p. 149-186. 

Le Roex A. P. and Erlank A. j.; 1982, Quantitative evolution of fractional 

crystallisation in Bouvet lavas. j. Volcan. Geotherm. Res., 13, p. 309. 

Libby W. F.; 1939, Stability of Uranium and thorium for natural fission. Phys. 

Rev., 55, p. 1269. 

Loubet M.; Montigny R.; Chahati B. Duarte N.; Lombret B.; Martin C. and 

Thuizat R.; 1985, Geochemical and geochronological constraints on 

the geodynamicaI development of the Caribbean Chain of Venezuela. 

Symp. Paris, Géodynamique des Caraïbes, Ed. Technip, p. 553-566. 

Lugmair G. W. and Marti K.; 1978, Lunar initial 143Ndl144nd. DifferentiaI 

evolution of the Lunar crust and mantIe. Earth and Planet. Sei. Lett., 

39, p. 3349-3357. 

Lupton j. E and Craig H.; 1975, Excess 3He in oceanic basalts: evidence for 

terrestrial primordial helium. Earth and Planet. Sci. Leu., 26, p. 133 

139. 

Lupton j. E; Weiss R. F. and Craig H.; 1976, Mantle helium in the Red Sea 

brines. Nature, 266, p. 244. 

Lupton J. E.; Weiss R. F. and Craig H.; 1977, Mantle helium in hydrothermal 

plumes in the GaIapagos Rift. Nature, 267, p. 603. 

244 

_..

Mac Donald W. D.; Doolan B. L. and Cordani U. G.; 1971, Cretaceous-early 

Tertiary metamorphic K-Ar age values from the southern Caribbean. 

Geo1. Soc. Am. Bull., 82, p. 1381-1388. 

MacNamara j., and Thode H. G., The isotopes of xenon and krypton in 

pitchblende and the spontaneous fission of 238U, Phys. Rev., 80, 471, 

1950. 

Maluski H.; 1985, Méthode argon 39- argon 40. Principe et applications aux 

minéraux des roches terrestres. In Méthodes de datation par les 

phénomènes nucléaires naturels, applications. Roth E. et Poty B., 

Collection CEA, Ed. Masson, p. 353-372. 

Mamyrin B. A. and Tolstikhin I. N., Helium isotopes in the Earth's atmosphere, 

in: Helium isotopes in nature, 203, pp., Elsevier, Amsterdam, 1984. 

Mamyrin B. A.; Tolstikhin I. N.; Anufriew G. S. and Kamenskii I. L.; 1969, 

Isotopie analysis of terrestrial helium on a magnetic resonnance 

mass spectrometer. Geochemical international, 6, p. 517-524. 

Maresch W. V. (1974).- Plate tectonics origin of the Caribbean Mountain 

system of Northern South America: Discussion and proposai: Geo1. 

Soc. Amer. Bull., V. 85,669-682. 

Maresch W. V.; 1975, The geology of north eastern Margarita Island, 

Venezuela: a contribution to the study of Caribbean plate margins. 

Geo1. Rundschan, 64, p. 846-883. 

McDougall 1.; 1961, Precision methods of potassium-argon age detremination 

on young rocks. In Methods and techniques in geophysics, ed. 

Runcorn S. K., 2, p. 279-304. 

McDougall Ian and Harrison 

thermochronology by 

University Press. 

T. Mark 

the the 

(1988). Geochronology and 

40Ar/39Ar Method. Oxford 

rvlerrihue Craig and Turner Grenville (1966). Potassium-argon dating by 

activation with fast neutrons, ]. Geophys. Res., 71,2852-2857. 

245

Meyer H. A.; Schwachheim G. and Sousa Santos M. D. de; 1947, Decay of 40K. 

Phys. Rev., 71, p. 908. 

Mirtov B. A. (1961), Gaseous composition of the atmosphere and its analysis. 

Moscow, (in Russian). 

Monié P. et Maluski H.; 1983, Données géochronologiques 39ArAOAr sur le 

socle anté- permien du massif de l'Argenta-Mercantour (Alpes 

Maritimes, France). Bull. Soc. géol. Fr., XXV-2, p. 247-257. 

Monié Patrick (1984). Etude par la méthode 39ArAOAr de la redistribution de 

l'argon dans les minéraux des socles anciens repris par 

l'orogenèse alpine. Application à la géochronologie des massifs de 

l'Argentera-Mercantour, du Mont-Rose et de la grande Kabylie, 

Thèse de 3ème cycle, Université des Sciences et Tecniques du 

Languedoc, de Montpellier. 

Montigny Raymond (1985). Méthode classique potassium-argon, Extrait de: 

Méthodes de datation par les phénomènes nucléaires naturels. 

Applications. Roth, E. et Poty, B., ed. Masson 1985. 

Montigny R., Le Mer O., Thuizat R. and Whitechurch, H. (1988). K-Ar and 

40Ar/39Ar study of metamorphic rocks associated with the Oman 

ophiolite: Tectonic implications, Tectonophysics, 151,345 - 362. 

Morgan B. A.; 1969, Geologia de la region de Valencia, Carabobo, Venezuela. 

Venezuela, Dir. Geol., Bol. Geol., 10-20, p. 3-36. 

ivlorgan B. A.; 1970, Petrology and mineralogy of eclogite and garnet 

amphibolite from Puerto Cabello, Venezuela. j. Petrol., 11 p.101-145. 

Morgan W. j.; 1981, Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian 

oceans. In The sea, 7, The oceanic lithosphere, Emilian S. ed., Willey j. 

and sons Inc., p.443-487. 

Morrison p. and Pine j.; 1955, Radiogenic origin of the helium isotopes in 

rock. Annals N. Y. Acad. SeL, 62, p. 62-92. 

246

Murray C. G.; 1973, Zoned Ultramafic complexes of the Alaskan type: feeder 

pipes of andesitic volcanoes. GeoI. Soc. Am. Mem., 132, p. 313-335. 

Newman F. H. and Walke H. j.; 1935, The radioactivity of potassium and 

rubidium. Phil. Mag., Ser. 7, 19,p. 767-773. 

Newson H. E.; White W. M.; Jochum K. P. and Hofmann A. W.; 1986, Siderophile 

and chalcophile element abundances in oceanic basalts, Pb isotope 

evolution and growth of the Earth's core. Earth and Planet. Sci. Lett., 

80, p. 299-313. 

Nier A. O.; 1935, Evidence for existence of an isotope of potassium of mass 40. 

Phys. Rev., 48, p. 283-284. 

Nier A. O.; 1950, A redetermination of the relative abundances of the isotopes 

of carbon, nitrogen, oxygen, argon and potassium. Phys. Rev., 77, p. 

789-793. 

O'Nions R K. and Oxburg E. R; 1983, Heat and helium in the Earth. Nature, 306, 

p.429-431. 

O'Nions R K. and Pankhurst R. J.; 1974, Petrogenetic significance of isotope 

and trace element variations in volcanic rocks from the Mid 

Atlantic. j. Petrol., 15, p. 603-634. 

O'Nions R. K.; Evensen N. M. and Hamilton P. j.; 1979, Geochemical modelling 

of mantle differentiation and crustal growth. J. Geophys. Res., 84, p. 

6091-6101. 

Olmeta M. A.; 1968, Determinacion de ecades radiométricas en rocasde 

Venezuela y su procedimiento por el método KIA. Venezuela, Dir. 

Geol., Bol. Geol., 10-19 p. 339-344. 

Ozima M.; 1975, Ar isotopes and Earth-atmosphere evolution models. Geochim. 

Cosmochim. Acta, 39, p. 1127-1134. 

Ozima M. and Podosek F. A., Noble gas geochemistry, Cambridge University 

Press, Cambridge, 1983. 

247

Pankhurst R. ].; Moorbath S.; Rex D. C. and Turner G.; 1973, Mineral age 

patterns in Ca 3700 My old rocks from west Grecnland. Earth Planet. 

Sei. Lett., 20, p. 157-170. 

Petrzhak K. A.. and Flerov G. N., ]. Exptl. Theoret. Phys. (D.S.S.R.) 10 (1940) 

1013. 

Phinney D.; Tennyson]. and Frick D.; 1978,Xenon in COz weIl gas revisited. ]. 

Geophys. Res., 83, p. 2313. 

Pinault Y.; 1974, Datation potassium argon de phénomènes métamorphiques 

dans les Alpes Sud-occidentales. Techniques et appareillage, 

application. Diplome d'ingénieur, 1.P.G.S., D.L.P., Strasbourg. 

Pindell ]. L.; Cande S. c.; Pitmann W. C. III; Rowley D. B.; Dewey]. F.; Labrecque 

]. and Haxby W.; 1988, A plate-kinematic framework for models of 

Caribbean evolution. Tectonophysics, 155,p. 121-138. 

Pineau F. and Javoy M.; 1983, Carbon isotopes and concentrations in mid 

oceanic ridge basalts. Earth and Planet. Sei. Lett., 62, p. 239-257. 

Piutti A.; 1913, Helium and et beryllium mineraIs. Atti. Acad. Lincei, 22, p. 140 

144. 

Polak B. G.; Kononov 1.; Tolstikhin 1. N.; Mamyrin B. A. and Khabarin L. B.; 

1975,The helium isotopes in thermal fluids: in thermal and chimical 

problems of thermal waters. Ed. A. I. Johnson, Grenoble. Inter. Assoc. 

Hydrog. Sei., Pub. 119, p. 15-29. 

Poreda R.; Schilling ]. G. and Craig H.; 1986, Helium and hydrogen isotopes in 

ocean-ridge basalts North and South of Iceland. Earth and Planet. Sei. 

Lett., 78, p. 1-17. 

Ramsay W.; 1895, On a gaz showing the spectrum of helium, the reputed cause 

of D3, one of the lines in the coronaI spectrum. Proc. Roy. Soc. 

London, 58, p. 65-67. 

Rankama K.; 1954, A calculation of the amount of weathered igneous rock. 


248

Reynolds ]. H. (1956), High-sensitivity mass spectrometer for noble gas 

analysis, Review of Scientific Instruments, 27,928-934. 

Reynolds J. H.; 1960, Isotopie composition of primordial xenon. Phys. Res Lett., 

4, p. 351. 

Ringwood A.E.; 1982, Phase transformations and differentiation in subducted 

lithosphere: implication for mantle dynamics, basalt petrogenesis 

and crustal evolution. J. Geology, 90, p. 611-643. 

Rison W.; 1980, Isotopie studies of the rare gases in igneous rocks: 

implications for the mantle and atmosphere. Ph. D. Thesis, U. 

Califomia, Berkeley. 

H.ison W. and Craig H.; 1983, Helium isotopes and mantle volatiles in Loihi 

Seamount and Hawaiian Island basalts and xenoliths. Earth and 

Planet. Sei. Lett., 66, p. 407-426. 

Roddick J. c.; Cliff R. A. and Rex D. c.; 1980, The evolution of excess argon in 

Alpine biotites. A 40Ar-39Ar analysis. Earth Planet. Sei. Lett., 48, 

p. 185-208. 

Roden M. K.; Hart S. R.; Frey F. A. and Melson W. G.; 1984, Nd and Pb isotopie 

and REE geoehemistry of st Paul's rocks: the metamorphie and 

metasomatic development of alkali basalt mantle source. Cont. 

Mineral. petra!., 85, p. 376-390. 

Ross M. 1. and Scotese C. R.; 1988, A hierarchieal teetonic model of the Gulf of 

Mexico and Caribbean region. Teetonophysies, 155,p. 139-168. 

Rowe M. W. and Kuroda P. K.; 1965, Fissiogenic xenon from the Pasamonte 

Meteorite. J. Geophys. Res., 70, p. 709-714. 

Sagna 1.; Staudaeher Th.; Sarda Ph.; Richardson S. H. and Allègre C. J.; 1987, 

Noble gas systematics in MORE glasses of a topographie high on the 

Mid-Atlantic Ridge at 14°N. Terra Cognita, ,p. 399. 

249

Samuel ].; Rouault R.; Balouka 1.; Staub P. et Benus Y.; 1983, Les méthodes 

d'analyses des matériaux géologiques pratiques au laboratoire 

d'analyses spectrochimiques, N°16. Laboratoire de géologie et de 

paléontologie, centre de sédimentologie et de géochimie de la 

surface,U.L.P, Strasbourg. 

Santamaria , F. and Schubert, C.. Geochemistry and geochronology of the 

Southern Caribbean. Northern Venezuela plate boundary. Geoi. 

Soc. Bull. 85,1085-1098(1974). 

Sarda Ph., Géochimie isotopique de l'argon: genèse de l'atmosphère et 

structure du manteau terrestre, Thèse 3e cycle, Université de Paris 7, 

1983. 

Sarda Ph.; Staudacher Th. and Allègre C.].; 1985,40Ar/36Ar in MORB glasses: 

constraints on atmosphere and mantle evolution. Earth and Planet. 

Sei. Lett., 72, p. 357-375. 

Sarda Ph.; Staudacher Th. and Allègre C.].; 1988, Neon isotopes in submarine 

basalts. Earth and Planet. Sei. Lett., 91, p. 73-88. 

Schaeffer O. A. and Zahringer ]. (eds); 1966, Potassium argon dating. 

Springer-Verlag, New York, 

Schilling ]. G.; 1973, Iceland mantle plume: geochemical study of the 

Reykjanes Ridge. nature, 242, p. 565-591. 

Schilling ].G.; Thompson G.; Kingsley R. and Humphris S.; 1985, Hotspot 

migrating ride interaction in the South Atlantic. Nature, 313, p. 187 

191. 

Scholz C. H.; 1980, Shear heating and the state of stress on faults. ]. Geophys. 

Res., 85, p. 6174-6184. 

Scholz C. H.; Beavan ]. and Hanks Th. c.; 1979, Frictional metamorphism, argon 

depletion and tectonic stress on the Alpine fault, New Zealand. j. 

Geophys. Res., 85, p. 6770-6782. 

250

Sheldon W. R. and Kern j. W. (1972), Atmospheric helium and geomagnetic 

field reversaIs, Journal of Geophys. Res., 77,6194. 

Shillibeer H. A. and Russel R. D.; 1955, The argon-40 content of the 

atmosphere and the age of the earth. Geochim. Cosmochim. Acta, 8, p. 

16-21. 

Sisson V. B. and Onstott T. c.; 1986, Dating blueschist metamorphism: A 

combined 40Ar/39Ar and electron microprobe approach. Geochim. 

Cosmochim. Acta, 50,p. 2111-2117. 

Sleep N. H.; 1974,Segregation of magma from a mostly crystalline mush. Geol. 

Soc. Am. Bull., 85, p. 1225-1232. 

Smith S. P. and Reynolds j. N. (1981), Excess 129Xe in a terrestrial sample as 

measured in a pristine system. Earth Planet. Sei. Lett. 54,236-238. 

Sourdillon j. M. (1960), Test of use of titanium as getter, Vacuum, 10,166-169. 

Staudacher TH. and Allègre c.]., Noble gases in MORB from the Indian Ocean, 

Terra Cognita, Spring Issue, p. 42, 1984. 

Staudacher Th. and Allègre C. j.; 1982, Terrestrial xenology. Earth and Planet. 

Sei. Lett., 60, p. 389-406. 

Staudacher Th. and Allègre C. j.; 1988, Recycling of oceanic crust and 

sediments: the noble gas subduction barrier. Earth and Planet. Sei. 

Lett., 89, p. 173-183. 

Staudacher Th. and Allègre C. j.; 1989, Noble gases in glass samples from 

Tahiti: Teahitia, Rocard and Mehetia. Earth and Planet. Sei. Lett., 93, p. 

210-222. 

Staudacher Th. and Sarda Ph.; 1987, Comment on "Radiogenic Rare Gases and 

the Evolutionary History of the Depleted Mantle" by David E. Fisher. J. 

Geophys. Res., 92, p. 2808-2812. 

251

Staudacher Th., Unpublished data, Indian Ocean: 05 = MD 34-05: 4He/3He = 

106000± 2880,02 =MO 37 18-0602-3 and 02-4 with 4He/3He = 73300± 

2300 and 73700 ± 2100 respectively. Reykjanes Ridge: Oim 421 (58 0 

21.8', 2000m depth): 4He/3He =49750± SOO, 40Ar/36Ar = 15600± 400. 

Staudacher Th.; 1987, Upper mantle origin for harding county weIl gases. 

Nature, 325. 

Staudacher Th.; Kurz M. O. and Allègre C. J.; 1986, New noble-gas data on glass 

samples from Loihi and Réunion island. Chem. Geol., 56, p. 193-205. 

Staudacher Th.; Sarda Ph.; Richardson S. H.; Allègre C.].; Sagna 1. and 

Oimitriev L. V.; 1989, Noble gas in basaIt glasses from a Mid-Atlantic 

Ridge topographie high at 14°N: geodynamie consequences. Earth 

and Planet. Sei. Len., 96, p. 119-133. 

Steiger R. H. and Jager E.; 1977, Subcommission on geochronology: 

convention on the use of decay constants in geo- and cosmo 

chronology. Earth and Planet. Sei. Len., 36, p. 359-362. 

Stephan, ]. F., Beek, c., Bellizia, A. and Blanchet, R., La chaîne Caraïbe du 

Pacifique à l'Atlantique. 26 ème C. G. 1. Coll. C5, p. 39-59 (1980). 

Stephan]. F.; P. Maleterre, N. Pinet, J. C. Ringenbach, and]. Chorowiez, 1989, 

Paleogeographie and Geodynamie Evolution of Caribbean-Tethys 

Realm for Past 200 Ma Illustrated with 13 Printed Map. Abst., 28 Th 

Inter. Geol. Congress, Washington O. c., USA, 3, p. 176. 

Stéphan ]. F.; 1985, Andes et chaîne Caraïbe sur la transversale de 

Barquisimento (Venezuela). Evolution Géodynamique. Symp. Paris, 

Géodynamique des Caraïbes, Ed. Technip, p. 505-529. 

Stout V. L. and Gibbons M., Genering of gas by titanium, Journal of Applied 

Physies, 26, 1955. 

Sun Schen-su and W.F. McOonough, Chemieal and isotopie systematies of 

oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, 

magmatism in ocean basins, preprint. 

252

Tappol1nier P.; 1977, Evolution tectonique du système alpin en Méditérranée: 

poinçonnement et écrasement rigide-plastique. Bull. Soc. géol. Fr., 

XIX-3,· p. 437-460. 

Tatsumoto M., Isotopie composition of lead in oceanie basalt and its 

implication to mantle evolution, Earth and Planet. Sci. Lett., 38 (1978) 

63-87. 

Tatsumoto M.; Hedge C. E. and Engel A. E. j.; 1965, Potassium, Rubidium, 

Strontium, Thorium, Uranium and the ratio of Strontium-87 to 

Strontium-86 in oceanie tholeiitic basait. Science, 150, p. 886-888. 

Taylor S. R. and McLennan S. M.; 1985, The continental crust: its composition 

and evolution. Geoscience texts, Ed. by Hallam A., Blackwell Scintific 

Publications, Oxford. 

Thompson F. C. and Rowlands S.; 1943, Dual decay of potassium. Nature, 152, p. 

103. 

Thompson]. j.; 1914,Rays of positive electricity. Proc. Roy. Soc. London, Ser. 

A, 89, p. 1-20. 

Tolstikhin 1. N.; Mamyrin B. A.; Khabarin L. B. and Erlikh E. N.; 1974, Isotope 

composition of helium in uItrabasic xenoliths from volcanie rocks of 

Kamchatka. Earth and Planet. Sci. Lett., 22, p. 75-84. 

Treuil M., Critères pétrologiques, géochimiques et structuraux de la genèse et 

de la différenciation des magmas basaltiques: exemple de l'Afar, 

Thèse d'Etat, Université d'Orléans, 1973. 

Turner, G. (1968). The distribution of potassium and argon in 'ehondrites. In 

origin and distribution of the elements, ed., L. H., Ahrens, pp. 387 

398. 

Turner G.; 1971, Argon 40-Argon 39 dating: the optimization of irradiation 

parameters. Earth Planet. Sei. Lett., 10, p. 227-234. 

253

U.S. Standard atmosphere, 1962. Washington, D.C: U.S. Government Printing 

Office. 

Vidal Ph. and Dosso L.; 1978, Core formation: catastrophic or continuous? Sr 

and Pb isotope geochemistry constraints. Geophys. Res. Leu., 5, p. 

169-172. 

Wasserburg G. j. and De Paolo D. j., Models of earth structure inferred From 

neodymium and strontium isotopie abundances, Proc. Nat!. Acad. Sei. 

V.S.A. 76,3594-3598,1979. 

Wasserburg G. j. and Mazor E.; 1965, Spontaneous fission xenon in natural 

gases. in fluids in subsurface environments. A symposium, Tulsa: 

American Ass. Petrol. geol., 4, p. 386-398. 

Weaver B. L.; Wood D. A.; Tarney J. and Joron j. L.; 1986, Role of subducted 

sediment in the genesis of ocean island basalts: geochemical 

evidences from South Atlantic ocean islands. Geology, 14, p. 275-278. 

Weizsacker C. F. von; 1937: Uber die Moglichkeit eines dualen WZerfalls von 

Kalium. Zeitscher. Geophysik, 38, p. 623-624. 

Wetherill G. W.; 1953,Spontaneous fissions yields from uranium and thorium. 

Phys. Rev., 92, p. 907. 

White W. and Dupré B.; 1986, Sediment subduction and Magma genesis in the 

Lesser Antilles: Isotopie and Trace Element Constraint. J. Geophys. 

Res., 91, p. 5927-5941. 

White W. M.; 1985, Sources of oceanic basalts: radiogenic isotopie evidence. 

Geology, 13,p. 115-118. 

White W. M. and Hofmann A. W.; 1982, Sr and Nd isotope geochemistry of 

oceanic basalts and mantle evolution. Nature, 296, p. 821-825. 

Wijbram J. R. and McDougall 1.; 1986,40Ar/39Ar dating of white micas from 

an Alpine high-pressure metamorphic belt on Naxos (Greece): The 

resetting of the argon isotopie system. Contr. Miner. Petrol., 93, p. 

187-194. 

254

Wiseman ]. D. H., ST-Paul Rocks and the problem of the upper mantle, 

Geophys. J. R. astr. Soc. 11 (1966) 519-525. 

Wood D. A.; Tarney J. and Weaver B. L.; 1981, Trace element variation in 

Atlantic ocean basalts and proterozoic dikes from northwest Scotland: 

their bearing upon the nature and geochemieal evolution of the 

upper mantle. Tectonophysies, 75, p. 91-112. 

Zimmermann J. L.; 1972, L'eau et les gaz dans les principales familles de 

silicates. Sci. Terre Mem., 22, 188p.. 

Zindler A.; ]agoutz E. and Goldstein S.; 1982, Nd, Sr and Pb isotopie systematics 

in a three-component mantle: a new perspective. Nature, 298, p. 519. 

Zindler A.; Staudigel H. and Batiza R.; 1984, Isotope and trace element 

geochemistry of young Pacifie seamount: implications for the scale 

of upper mantle heterogeneity. Earth Planet. Sci. Lett., 70, p. 175-195. 

255

u PDF - SIST

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?