Tuổi địa chất phức hệ Kannack Kon tum bằng phương pháp ArAr

Table des matières
JE TÉMOIGNE AUSSI MA REMERCIEMENT À MONSIEUR LE
PROFESSEUR PHILLIPE QUENTIN, À DÉPARTEMENT PHYSIQUE
NUCLÉAIRE DE L’ECOLE SUPERRIEUR DES SCIENCES DE
NATUREL DE HANOI DANS LE PROGRAM MASTER DÉLOCALISÉ À
HANOI “MASTER PHYSIQUE NUCLÉAIRE ET APPLICATION”..........1
I. INTRODUCTION ET PROBLÉMATIQUE.................................................2
Fig.I.1 : Schéma géologique de la région étudiée..................................................................................... 3

II.1 Les principes généraux de la géochronologie.................................................4
II.2 Application à la méthode K-Ar.................................................................................................................... 5
II.3 La méthode Ar-Ar....................................................................................................................................... 8
II.3.2 Equation d’âge......................................................................................................................................... 8

II.3.3 Interférences de masse et corrections...........................................................9
Mode opératoire...................................................................................................10
II.3.5 Interprétation de spectres..................................................................................................................... 10
II.3.5.1 Cas d’une roche non perturbée.......................................................................................................... 11

II.3.5.2 Cas d’une roche perturbée.......................................................................12
II.3.6 Problème de l’excès d’argon.................................................................................................................. 15
Minéral.......................................................................................................................................................... 16
II.3.8 Technique analytique............................................................................................................................ 16
.................................................................................................................................................................. 18

III.2 DISCUSSION ET INTERPRETATION DES RÉSULTATS.................21

Remerciements

Je remercie Monsieur le Directeur, Monsieur le Docteur Vu
Van Tich qui m’a accueillie dans le Laboratoire de Géochronologie

de l’Ecole Superrieur des Sciences de Naturel de Hanoi.
Je témoigne aussi ma remerciement à Monsieur le
Professeur Phillipe Quentin, à Département Physique nucléaire
de l’Ecole Superrieur des Sciences de Naturel de Hanoi dans le
program master délocalisé à Hanoi “Master Physique nucléaire
et Application”.
Enfin, je remercie la Faculté da la Géologie de l’Ecole
Superrieur Science de Naturel de Hanoi et son Directeur qui m’ont
accordé une aide financiere pour faire ce stage.
Page 1


I. Introduction et problématique
La région étudiée, le bloc Kon Tum au sud du Vietnam, corespondant à
l'extrémité du Sud-Est du bloc indosinien, est un élément geologique important du sudest asiatique.

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Fig.I.1 : Schéma géologique de la région étudiée
Ce bloc se compose de différentes unités de roches métamorphiques de haute
grade des charnokites, des granulites et des amphibolites (Fromaget, 1933 ; Nguyen
xuan Bao et Tran Tuat Thang, 1970), il est considéré comme un bloc le plus ancien
(précambrien) du continent indosinien seulement par la corrélation avec les granulites
et charnockites archéennes typiques du monde et particulier de l'Inde (Hoffet, 1929 ;
Phan Truong Thi et al, 1985; Hai, 1986 ; M. B. Katz 1993). Ce massif, a-t-il enregistré
un des événements tecto-métamorphiques régional? Un des événements important
(indosinien) qui est reconnu clairement dans toute la zone centrale et nord du Vietnam
qui est bien déterminé par les informations stratigraphiques au debout du siècle
(Fromaget et al, 1933, 1941) et également bien daté par données radioPage 3

géochronologiques (Maluski et al, 1995, 1989, 1999). Ce massif qui est considéré
comme le socle stable du continent indosinien, a-t-il subit cet événement tectométamorphique ? Il est donc nécessaire d'étudier des âges et le métamorphisme de
différences terrains (granulites, charnockites, amphibolites...) dans ce bloc , par l'aide
d'outils comme la géochronologie, la pétrologie pour mieux comprendre l'histoire de
massif. C'est le but de ce mémoire.
Au cours des cinquante dernières années, très peu de travaux ont été entrepris,
concernant la péninsule indochinoise. Notre travail a pour but de faire le point sur les
carctéristiques géochronologiques du Bloc de Kontum.
Afin d’aborder une étude géochronologique exhaustive, les échantillons les plus
significatifs, de par leur position sur le terrain, ont fait l’objet d’une datation Ar-Ar sur
minéraux. Il résulte de ces analyses que l’on peut distinguer sur le plan pétrologique.

II. La méthode radiométrique 39Ar-40Ar utilisée pour la détermination des
âges de la géologie
II.1 Les principes généraux de la géochronologie
+ Equation de base
La géochronologie permet de quantifier l’âge d’un minéral ou d’une roche. Son
principe est basé sur la radioactivité naturelle de certains éléments chimiques qui sont
intégrés au réseau cristallin des minéraux. La désintégration radioactive d’un élément
se traduit par la formation simultanée d’un élément fils (radiogénique). Le taux de cette
désintégration est constant au cours du temps et connu par ailleur. La détermination des
teneurs respectives de l’élément radioactif et radiogénique inclus dans le minéral
permet donc de déterminer le temps qui a été nécessaire pour aboutir à une telle teneur,
donc de connaître l’âge de ce minéral. Ce processus se traduit mathématiquement
d’une manière simple :
Soit P le nombre d’atomes de l’élément radioactif présents au temps t. Soit P o le
nombre initial d’atomes de ce même élément présents à l’origine dans le minéral.
P = Po e-λt

λ est la constante de désintégration, qui représente la probabilité pour qu’un
atome se désintègre par unité de temps. Le signe (–) traduit la disparition des atomes
radioactifs (parent).
Comme la quantité d’atome parent qui disparaît est égale à la quantité d’atome
radiogénique (fils) qui se forme, par unité de temps :
Page 4


De plus, à tout instant.

d(F)/dt = - d(P)/dt
Po = P + F
D’où F = P(eλt – 1) (1)

On voit qu’il n’est alors pas nécessaire d’avoir la quantité d’atome parents
initiale. En résolvant l’équation précédente par rapport à t
t = 1/ λ loge (F/P + 1)
Cette équation est l’équation de base de toutes les méthodes radiométriques.
Une condition nécessaire à sa validité est que le minéral se soit comporté depuis sa
formation en système clos, c'est-à-dire qu’il n’ait été le siège ni d’une perte ni d’un
gain des nuclides parents ou fils.
II.2 Application à la méthode K-Ar
Comme nous le verrons plus loin, il est nécessaire de décrire le concept de cette
méthode pour l’étendre ensuite à la méthode Ar-Ar qui est la méthode utilisée dans ce
travail.
+ Le potassium
Il est contenu dans tous les composés naturels et est constitué par trois isotopes
dont les teneurs relatives sont constantes dans la nature :
Tableau 1 : Les isotopes de potassium
41

40
39
K
K
K
6.91+/-0.04 %
0.0119+/-0.0001 %
93.08+/-0.04 %
L’un de ces isotopes présente un intérêt fondamental pour nous: le
naturellement radioactif.

40

K est

+ L’argon
C’est un gaz rare, composant de l’atmosphère, à raison d’un peu moins de 1 %.
Cet argon atmosphérique est formé par trois isotopes :
Tableau 2 : Les isotopes d’argon
40

Ar
99.6 %

38

Ar
0.063 %

36

Ar
0.337 %

+ Radioactivité du 40K
Nous reproduisons ci-dessous le schéma de décroissance radioactive bien connu
(Dalrymple et Lanphere,1969) qui fait apparaître clairement les 4 processus qui
participent à cette radioactivité :
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1-Capture éléctronique accompagnée par l’émission de rayon X
2-Capture éléctronique sans émission de rayon X
3-Emission de positron
4-Emission électronique

Fig.II.1: Chéma de désintegration de K en Ca et Ar
comme on peut le voir, le processus (1), (2) et (3) aboutissent à la formation de
l’isotope 40Ar. Le processus (4) aboutit, lui, à la formation d’un isotope du Ca, le 40Ca.
L’équation de décroissance radioactive est donc :
40
Ar* + 40Ca* = 40K [e(λε + λβ)t – 1] (2)
( * est la fraction radiogénique).
Cette équation a bien la forme de l’équation (1) précédente.
Dans le cas qui nous occupe ici, on ne tiendra pas compte du produit 40Ca. Par
contre, il faudra en tenir compte au niveau de la constante de désintégration du 40K qui
devient ici.
λ = λε + λβ = 5.543 x 10 –10 an-1
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ce qui correspond à la période radioactive du 40K qui est 1.31x109 an. (Tk = 1/λ).
+ Equation de l’âge dans le system K-Ar :
A partir de (2) précédente, on peut résoudre par rapport à t :
40
Ar* = 40K λε/(λε + λβ)[e(λε + λβ)t – 1]
et donc
t = 1/(λε + λβ)loge[40Ar* /40K((λε + λβ)/λε) + 1] (3)
Cette équation fait donc intervenir 2 inconnues qui seront déterminées lors des
analyses et qui sont en fait simplement des concentrations en 40Ar* et en 40K. La
concentration en 40Ar est déterminée par les analyses en spectrométrie de masse, la
concentration en 40K par voie chimique classique.
Numériquement, cette équation devient:
t = 1/5.543x10-10 loge [(40Ar* /40K) (1 + 5.543x10-10)/0.581] (3’)
(3) et (3’) constituent donc l’équation de l’âge dans le couple K-Ar.
Nous rappelons ici une précaution fondamentale qui nous aidera à interpréter les
âges obtenus dans ce travail.
La proportion du 40K au K est constante dans tous les minéraux analysés.
L’argon contenu dans tous les minéraux est d'origine radiogénique, à laquelle
s'ajoute une composante atmosphérique. L’40Ar atmosphérique est un élément
contaminant car il pénètre ou et est adsorbé à surface des minéraux. Ceci impliquera
pour toutes les analyses une correction d’argon atmosphérique, rendue possible grâce à
la bonne connaissance du rapport isotopique des isotopes 40 et 36 de l’argon
atmosphérique :
40
Arat/36Arat = 295.5
La mesure de l’isotope 36Ar lors de l’analyse de l'argon d’un minéral permet
donc aisément de calculer.
40

Arat = 36Arat x 295.5
40
et donc
Ar* = 40 Ar total – 40Arat
Le minéral s’est comporté en système clos, sans apport ni perte d’Ar* et de 40K
durant le temps séparant sa formation (cristallisation) de celui de l’analyse
(aujourd’hui).
On verra plus loin que cette dernière condition est loin d’être respectée, ce qui
nous entraînera dans nos interprétations à user des concepts de perte d’argon ou
d’excès d’argon. Ce point sera examiné plus loin dans le paragraphe interprétation des
résultats.
Page 7


II.3 La méthode Ar-Ar
La méthode K-Ar dont nous venons d’examiner les fondements constitue le
principe de base de la méthode Ar-Ar qui en dérive d’une manière plus sophistiquée.
Elle repose sur l’amélioration de la détermination des teneurs en 40K par un
artifice qui met en jeu les techniques d’activation neutronique. On verra ensuite les
modifications qu’entraîne l’emploi de cette technique au niveau du mode opératoire
dans l’analyse isotopique de l’argon, et enfin les avantages que l’on en retire au niveau
du traitement de l’information, donc au niveau de l’interprétation géologique des
résultats, but ultime de la géochronologie.
II.3.1 La détermination des teneurs en 40K
Au lieu d’analyser par les méthodes désormais classiques le K (donc le 40K)
contenu dans un minéral, celui-ci est disposé dans le coeur d’un réacteur nucléaire et
soumis à un flux de neutrons rapides. Durant le processus de bombardement
neutronique, une proportion de l’isotope 39K du minéral se transforme par le jeu d’un
réaction nucléaire (n, p) en 39Ar. La conséquence évidente de cette technique entraîne
que lors de la fusion du minéral, l’isotope 39Ar sera libéré au même titre que les

isotopes 40Ar et 36Ar. Cette analyse isotopique va donc permettre de déterminer le
rapport 40Ar*/39Ar qui est proportionnel au rapport qu’on a utilisé dans la formule de
l’âge K-Ar, soit 40Ar*/40K. On rappelle que l’39Ar formé durant l’irradiation est
dépendant de la teneur en 39K du minéral. On voit donc déjà qu’un premier avantage de
cette technique réside dans le fait que la détermination des teneurs en 40K et en 40Ar
pourra être réalisée pendant la même analyse en spectrométrie de masse.
II.3.2 Equation d’âge
Afin d’aller plus avant dans la résolution de l’équation d’âge, on devra
déterminer dans quelle proportion l’isotope artificiel 39Ar va se former au dépens de
l’isotope 39K. Une première solution réside dans la détermination du rendement de la
réaction nucléaire qui a abouti la création de l’isotope 39Ar.
Cette solution est complexe, et fait intervenir un comptage des doses absolues
de neutrons, ce qui n’est pas couramment réalisable dans la pratique. L’autre solution
s’appuie sur un artifice qui permet de tourner cette difficulté. L’irradiation du minéral
d’âge inconnu sera accompagnée par l’irradiation d’un minéral standard d’âge par
ailleurs bien connu (monitor, en anglais).

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La détermination du rapport 40Ar*/39Ark du standard permet de faire le rapport
avec 40Ar*/39Ark du minéral d’âge inconnu et ainsi de remonter à la détermination de
l’inconnue de l’équation d’âge, soit t.
L’équation simplifiée de l’âge dans la méthode Ar-Ar est donc
t= 1/(λε + λβ)loge[(Re/Rs) (e(λε + λβ)ts – 1)]
où : Re = 40Ar*/39Ark échantillon
Rs = 40Ar*/39Ark standard
ts = âge du standard
On reconnais bien ici la forme de l’équation (3). On utilisera couramment cette
équation sous la forme :

t = 1/ λ loge[1 + J( 40Ar*/39Ark)e]
où J = (e(λts – 1)/( 40Ar*/39Ark)s
II.3.3 Interférences de masse et corrections
Outre la correction de l’Ar atmosphérique que nous avons évoquée plus haut, il
est nécessaire de procéder à une série de corrections dues à la formation de nouvelles
masses isotopiques nées pendant l’irradiation. Certaines de ces masses vont en effet se
superposer aux masses de l’Ar et nécessitent donc d’être prises en compte afin
d’obtenir la quantité réelle d’40Ar*.
Nous ne traiterons pas dans le détail ce problème qui est décrit dans Mc Dougall
et Harrison (1988), Brereton (1970), Turner (1971), Dalrymple et al. (1981). Lors de
l’irradiation, divers isotopes naturels contenus dans le réseau du minéral vont subir une
réaction nucléaire les transformant en isotopes de l’Ar qui viendront donc se
superposer aux masses de l’argon qui nous préoccupent : le tableau ci-dessous
reproduit les réactions principales qui ont lieu lors de l’irradiation.
Tableau II.3 : Les masses parasites formées en cours d'irradiation

Ca

K
Cl

Isotopes d’origine
40
Ca
42
Ca
43
Ca
44
Ca

39
K
40
K
41
K
35
Cl
37
Cl

Isotopes produits
36
Ar, 37Ar
38
Ar, 39Ar
39
Ar, 40Ar
40
Ar
37
38
Ar, Ar, 39ar
39
Ar, 40Ar
40
Ar
36
Ar
38

Ar
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Afin de réaliser ces corrections, il suffit d’irradier des sels purs de Ca et de K
dans les mêmes conditions que les échantillons et d’analyser par spectrométrie de
masse les isotopes de l’argon qui se sont formés pendant l'irradiation. Les rapports
isotopiques obtenus permettent de réaliser facilement ces corrections.
II.3.4 Calculs d’erreurs
Les erreurs sur les âges ont été calculées selon de mode opératoire décrit par
Dalrymple et al., 1981. Ceci est obtenu par l’estimation des erreurs sur les rapports
40
Ar*/39Ar.
Mode opératoire
Il diffère fortement du mode opératoire classique réalisé dans la méthode K-Ar.
On rappelle que les concentrations en 40K (via l’39Ar) et en 40Ar* sont effectuées par la
même analyse en spectrométrie. Il est donc nécessaire, en tenant compte des masse
parasites induites par l’irradiation d’enregistrer des masses 40, 39, 38, 37 et 36.
Au lieu de procéder à la fusion directe de l’échantillon, telle qu'elle est réalisée
dans le cas de la méthode K-Ar, ou procèdera à un chauffage progressif par paliers de
température. Le premier palier de chauffage s’effectue à 500°C et les paliers successifs
se font à des températures régulièrement espacées de 50 C à 70 °C environ jusqu’à la
fusion du minéral. L’argon libéré à chaque palier est analysé isotopiquement. On
obtient donc, pour chaque palier, un rapport isotopique 40Ar*/39Ar, caractéristique de
l’argon libéré à une température donnée et correspondant à un âge. L’ensemble de âges
obtenus est reporté dans un diagramme appelé spectre d’âge.
II.3.5 Interprétation de spectres
L’interprétation géologique d’un spectre d’âge est liée directement aux valeurs
des rapports isotopiques 40Ar/39Ar obtenus à chaque palier de température.
Pourquoi les rapports 40Ar*/39Ar peuvent être identiques entre eux ou au

contraire sont variables ? pour répondre à cette question fondamentale, nous utiliserons
ici un modèle explicatif proposé par Maluski (1992).
Au préalable, on rappelle que les isotopes du potassium (41, 40, 39) sont
HOMOGENEMENT répartis au sein du minéral. Il en est donc que de même pour
l’39Ar formé pendant l’irradiation.
Nous distinguerons deux cas :(1) celui d’un minéral issu d’une roche qui n’a
subi aucun événement tectonique ou thermique depuis sa formation; (2) celui de

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minéral dont la roche hôte a été affecté par une déformation et/ou un événement
thermique (métamorphisme par exemple).
II.3.5.1 Cas d’une roche non perturbée
Le minéral potassique (amphibole ou muscovite par exemple) s’est comporté en
système clos entre l’époque de sa cristallisation et aujourd’hui. Ceci implique, en ce
qui concerne l’Ar, qu’aucun atome ne s’est échappé du système cristallin, et
évidemment aucun atome n’y a pénétré.

Fig.II.2 A : modèle d’accumulation de l’argon radigènique et spectre d’âge
correspondant . B. exemple d’une biotite syn-tectonique issu de la zone de
cisaillement au nord du massif de Bu Khang (Maluski. 1989 et 1997
respectivement).
La répartition des atomes de 40Ar* et de 39Ar est homogène à l’intérieur du
réseau cristallin. Ceux-ci sont répartis sur des sites dont l’énergie d’activation est
identique, c'est-à-dire qu’ils seront libérés dans la même proportion, quelle que soit
l ‘énergie fournie au cristal pour les en libérer. Cette énergie est apportée par le moyen
de chauffage appliqué au minéral à chaque nouveau palier de température (par exemple
laser ou four HF).
On va donc obtenir, pour chaque palier les mêmes rapports isotopiques

40
39
Ar*/ Ark, ceci jusqu’au dernier palier de température (fusion du minéral).
Au final, le spectre obtenu sera du type de la fig.II.2, soit un spectre plat.
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En ce cas précis, on a l’habitude pour le calcul d’intégrer les rapports obtenus à
chaque palier. Il en résulte ce que l’on appelle un «âge plateau».
On voit donc que dans le cas d’une roche non perturbée depuis sa formation, le
spectre d’âge obtenu est simple et clair et que son interprétation est immédiate: l’âge
plateau correspond à l’âge de fermeture du minéral. Par exemple, si ce minéral est issu
d’un granite, son âge plateau est interprété comme un âge proche de mise en place de
ce granite (le temps de refroidissement est généralement court, comme c'est le cas d’un
granite post-tectonique). Si ce minéral est issu d’une coulée volcanique, l’âge plateau
correspond à l’époque de mise en place de cette coulée. Si ce minéral est issu d’un
roche métamorphique, l’âge plateau correspond dans un diagramme P-T, au passage de
l’isotherme de la température à partir de laquelle ce minéral constitue un système fermé
en ce qui concerne l’argon.
Remarquons que dans de nombreux cas vérifiables dans la littérature, l’âge
plateau d’un minéral non perturbé est identiques aux âges obtenus par d’autres
méthodes radioactives (U-Pb sur monazite, zircon, ou Rb-Sr).
II.3.5.2 Cas d’une roche perturbée
Une perturbation peut résulter d’un apport de chaleur (métamorphisme de
contact), ou d’un apport de chaleur accompagné de déformation (métamorphisme avec
développement de schistosité ou de foliation, formation de mylonite). Le minéral préexistant à cet épisode est alors le siège d’une diffusion de l’argon radiogénique.
- 1eme remarque : ce phénomène n’affecte pas la répartition toujours homogène
du 40K ni du 39K.
- 2eme remarque : en fonction de l’intensité de l’événement perturbateur, les
atomes d’40Ar* vont être délocalisés. Certains sites, qui supportent ces atomes

présentant la rétentivité la plus faible verront un départ de l’ 40Ar plus ou moins
complet, d’autres, plus retentifs gardent une partie de cet argon ou le gardent
totalement. Ce concept est exprimé dans le fig.II.3 : en (a) on exprime un processus de
perte complète de l’40Ar* à partir de sites les moins rétentifs au cours d’une crise.
Après la crise qui a donc aboutit dans ce cas une perte totale de l’Ar à partir des sites
peu rétentifs, une nouvelle accumulation de l’40Ar* se produit sur ces mêmes sites. En
(b) les sites les plus rétentifs n’ont pas perdu d’ 40Ar*. Cela se traduit sur la courbe
d’accumulation de l’Ar sur ces mêmes sites par un courbe régulière, non affectée par la
crise.

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Fig.II.3 A : modèle d’accumulation de l’argon radigènique et spectre d’âge
théorique correspondant. B. exemple d’une biotite syntectonique issue de la zone
mylonitique de Tra Bong (Maluski. 1989 et exemple de ce travail)
Lors de l’analyse par paliers de température, ce sont les sites, les moins rétentifs
que vont libérer l’40Ar* dès les faibles températures, c'est-à-dire ceux qui possèdent
l’énergie d’activation la plus faible. A mesure qu’on applique une température de plus
en plus élevée, ce sont les sites à retentivité de plus en plus forte, c'est-à-dire les sites à
énergie d'activation de plus en plus élevée (et donc de plus basse probabilité de
diffusion) qui vont libérer l’40Ar*. Rappelons encore, que durant tout le processus de
chauffage, l’39Ark est toujours libéré dans la même proportion.
Dans ce cas, on obtiendra un spectre d’âge complexe, mais riche en
enseignement sur l’histoire du minéral : Les rapports 40Ar/39Ar obtenus en basse
température de dégazage correspondent à l’âge de la crise thermique et/ou du
métamorphisme. Les âges obtenus en haute température correspondent à l’âge de
formation du minéral.
Nous voyons tout de suite l’énorme intérêt de cette technique dans le cas des
événements superposés en domaine métamorphique par exemple. La fig.II.3b traduit

un tel exemple.
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Le cas théorique présenté ici est fréquement rencontré. A partir de ce dernier, on
observe tous les intermédiaires, qui correspondent à deux résultats également observés
fréquemment.
+ La crise thermotectonique a été suffisement intense pour remettre à zéro, à la
fois les sites à faible énergie d’activation et ceux qui sont à énergie d’activation élevée.
On aboutit alors à un spectre plat dont l’âge plateau reflète l’âge de la crise
thermotectonique (fig II.4). En ce cas, il n'est pas possible d'obtenir d'information sur
l'âge de la première fermeture du minéral.

Fig.II.4 :A : modèle d’accumulation de l’argon radigènique et spectre d’âge
théorique correspondant (Maluski. 1989l). B. exemple d’une muscovite d’un
orthogneiss du sud de massif de Song Chay (âge protolithe = 428 Ma, Roger et al.,
2001) (Maluski et al., 2001).
+ La crise thermotectonique a été d’intensité moindre, mais néammoins les sites
à retentivité élevée ont perdu une partie de leur 40Ar*, ce qui aboutit à un spectre dont
les âges obtenus en haute température de dégazage reflètent un âge plus jeune que l’âge
vrai de première fermeture du minéral. Cet âge est alors sans signification.

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II.3.6 Problème de l’excès d’argon
Nous venons d’étudier le cas ou les minéraux ont constitué un système ouvert à
un certain moment (dont la durée ne peut être évalué pas nos techniques). Les
minéraux ont alors perdu une partie de leur 40Ar*. Au contraire, on peut rencontrer des
cas où le système ouvert va permettre une incorporation d’argon ( 40Ar) dans le réseau.

Il en résulte évidemment des rapports 40Ar/39Ar plus élevés, donc des âges trop vieux.
Le phénomène n’est pas décelable pour la méthode classique K-Ar car celle-ci aboutit
à un âge calculé, sans indice particulier pour déceler la fraction d’argon en excès
responsable de cet âge excessivement ancien. Par contre, la méthode Ar-Ar permet
souvent de s’affranchir de cette fraction en excès car celle-ci est dégazée par les
spectres de basse température, le spectre d’âge montre donc pour les premiers paliers
des âges anciens qui décroissent en fonction de la température appliquée pour se
stabiliser vers les hautes températures et aboutir à un âge plateau cohérent avec le
problème géologique étudié Fig. II.5.

Fig.II.5 : exemple de l’excès d’argon d’une amphibole du massif Kon Tum
II.3.7 Température de fermeture
Pour la plupart des méthode, l’âge obtenu sur un échantillon reflète le moment
où celui-ci se compte en système clos à l’égard de l’isotope radiogènique, l’âge obtenu
représente l’instant où le minéral franchi un seul thermiques, au-dessus de ce seul, tout
isotope produit in situ diffuse hors du réseau cristallin et se rééquilibre avec le milieu,
en dessous de ce seuil, l’argon radiogènique s’accumule dans le système.
Cette température de fermeture (closure temperature) est spécifique à chaque
minérale, mais aussi à chaque élément radiométrique utilisée. Dans le tableau
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(tableau II.4) sont répertoires les température habituellement invoquées pour la
fermeture isotopique de différents minéraux.
Tableau.II.4 : Estimation des température de fermeture des chronomètres utilisé
Minéral
Amphibole
Phlogopite
Muscovite
Biotite

Température de fermeture
°c
490 - 580
550 - 700
425 - 460
350 +/- 50, 400
300- 350

Références
Harrison et Fitz Gerald (1986)
Berger G.W (1975)
Dodson (1973)
Jäger (1979)
Berger G.W (1975)

II.3.8 Technique analytique
Nous décrirons ici la technique analytique employée. Les échantillons de roche
sont nettoyés, sciés puis broyés jusqu’à une granulométrie de quelques mm. Le broyat
est tamisé pour obtenir 2 à 3 fractions de 300 à 100 µ.
La fraction de travail est lavée à l’eau distillée, et les minéraux sont repérés sous
loupe binoculaire et prélevés à la main (pince ou aiguille). On peut ainsi choisir les
minéraux selon leur taille au leur état de fraîcheur.
Une dizaine de minéraux (biotite ou muscovite) sont ainsi prélevés et
empaquetés dans de la feuille d’aluminium pur, et déposés dans une forme cylindrique
en feuille d’aluminium également, en piles superposées contenant chacune 1 ou
plusieurs échantillons standard (Monitor). Les standards couramment utilisés dans
notre laboratoire sont la hornblende (MMHB, Alexander et al., 1978), la biotite
(Heidelberg, Hess et Lippont., 1994) ou l’amphibole de Caplongue (standard local,
vérifié par plusieurs autres laboratoires, Maluski, (1977). Leurs âges sont

respectivement de 531 Ma, 28 Ma, 324 Ma.
L’utilisation de l’un ou de l'autre standard dépend de l’âge escompté des
échantillons inconnus. L’ensemble est irradié dans le réacteur Mc Master d’Hamilton
(Ontario, Canada). L’irradiation a lieu dans une position reproductible pendant 60h.
Après 2 à 3 semaines, nécessaires pour que les courtes périodes induites par
l’irradiation perdent leur intensité, les échantillons sont débalés et chargés dans un
porte-échantillon en cuivre pur OFHC (très faible taux de dégazage sous vide). Cette
pièce se présente sous la forme de 2 rondelles, l’une à la base, pleine, l’autre percée de
trous de différents diamètres et vissées entre elles. Chaque trou est chargé par 1 ou 2
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grains de minéral. Le porte - échantillon est placé dans un système de receptacle en
acier-inox fermé par une bride munie d’un hublot en quartz ou en saphir. Ce porteéchantillons est muni d’un tube en inox également relié à la ligne d’extraction –
purification en pyrex. La ligne est constituée d’un piège froid baignant dans un
mélange alcool-azote liquide (-95°C), suivi de 2 getters SAES contenant des pièges en
alliage de Zr-Al. L’un est maintenu à la température de 400°C, l’autre à la température
ambiante. Ces systèmes ont pour but de purifier le mélange gazeux contenant l’argon,
extrait du minéral pendant le palier de chauffage. Un piège contenant 3 - 4 grains de
charbon actif (charbon du bois) et maintenu à la température de l’azote liquide est
disposé en bout de ligne afin de concentrer l’argon. Ce piège est ramené à la
température ambiante et l’argon est alors libéré dans le spectromètre de masse.
- le chauffage des échantillons est assuré par un faisceau laser. Le laser utilisé
est un laser continu de 6 W qui émet à 488 et 514 nm. La variation de la température
atteinte sous laser par le matériel est acquise en modifiant à volonté la puissance du
faisceau. Ce dernier est focalisé par un ensemble de lentilles. La technique de
chauffage par palier implique une défocalisation du faisceau afin que celui-ci englobe
le minéral dans sa totalité et que l’on obtienne une température homogène sur toute sa
surface.
- le spectromètre est un MAP 215-50 équipé d’une source de Nier ainsi que d’un

multiplicateur d’électrons JL1 (fig.II.6).
Le courant du filament est fixé à 2.2 A. le multiplicateur d’électron est porté à
2100-2200 V selon les échantillons ou les irradiations.
Le balayage de masse en mode statique se fait par variation du champ
magnétique à raison de 8 cycles permettant par régression linéaire d’obtenir la quantité
de chaque isotope au temps de l’introduction de l’argon dans le spectromètre.
Le vide est maintenu dans la ligne par une pompe ionique, ainsi que dans le tube
du spectromètre.
Toutes les corrections liées aux interférences de masse sont réalisées.
Une analyse « blanc » est réalisé tous les 3 à 4 paliers de températures.
- Procédures de l’analyse
Le chauffage sous laser est réalisé pendant 3 minutes. La purification + piégage
de l’argon pendant 2 minutes. Pompage de la ligne, l’argon restant piègé sur charbon
pendant 1 minutes. L’analyse de masse dure environ 15 minutes pendant lesquelles la
ligne est à nouveau pompée et débarrassée de l’argon.
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Fig.II.6 : Schéma du spectrométrie de masse et la linge d’extraction d’argon

III. Géochronologie du Complexe de Kannack au Bloc de Kon Tum (Les
données analytiques et l’interprétation significative)
III.1 Les données granometriques
III.1.1 Charnockites (les roches magmatiques)
Echantillon
Roche
Mineral
VN 357
14° 18’ 04”; 108° 29’ 01”
magmatique

Biotite
VN 389
14°43’03”; 107° 49’ 12”
Echantillon VN 357 14° 18’ 04”; 108° 29’ 01”
On a choisi cet échantillon comme type de charnockites, aussi bien au niveau de
sa minéralogie et de sa pétrologie. C’est également l’échantillon qui nous servira de
référence pour la géochronologie de cette série.
Comme on l’a vu, l’échantillon VN 357 est une quartz-enderbite typique
présentant un léger rubanement et une quasi-absence de déformation. Elle contient en
phase primaire du quartz, du plagioclase andésine légèrement antiperthitique trèsabondant, les feldspaths-K sont rares et légèrement perthitiques, myrmékites. Les
orthopyroxènes de type hypersthène sont abondants. Il se développe également, en
phase primaire une amphibole vert bronze , de même qu’une biotite également vert
bronze. Présence d’apatite et de zircon. En phase secondaire, il se développe, de la
chlorite verte, une épidote jaune (pistacite), de l’actinote, du mica blanc et des
carbonates.
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Fig.III.1: Spectre d'âge de l'échantillon de VN375 Biotite
On a analysé la biotite (fig:III.1) qui donne un spectre d’âge sur lequel il est
possible de calculer un âge plateau de 243±2 Ma. L’allure générale du spectre ne
permet pas de déceler un processus de diffusion de l’Ar, le deuxième step qui
correspond à 2% de l’39Ar dégazé ne nous parraissant pas significatif. Il est cependant
probable que ce minéral a subit une légère perte d’argon lors d’une phase d’altération
décelable au microscope. On en conclue donc que lâge de 243 Ma correspond
pratiquement à l’âge de la fermeture du système cristallin de la biotite.
EchantillonVN 389 14°43’03”; 107° 49’ 12”
Nous avons sélectionné un autre échantillon de charnockite, qui est une Quartzenderbite (VN 389). C’est une roche orthodérivée, à grain moyen, très-rubanée et
foliée, typiquement charnockitique. Le quartz est à extinction roulante, plagioclase
acide à intermédiaire, orthopyroxène, clinopyroxène salitique, hornblende brune

pargasitique, biotite rouge titanifère, apatite et opaques ferro-titanés. La biotite semble
croître localement au dépens de l’orthopyroxène, alors que l’amphibole croît plutôt au
dépens du clinopyroxène. La biotite fait tout de même partie des paragenèses primaires
de cette roche.

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Fig.III.2: Spectre d'âge de l'échantillon de VN389 Biotite
Cette roche affleure à l’W du complexe de Kannak, dans une zone qui était
considérée traditionnellement hors de ce complexe et faisant partie des formations
protérozoiques à archéennes associées aux formations de Kham Duc sl. La Fig.III.2
montre que cette biotite donne un âge plateau de 260±4 Ma pour près de 90 % de l’ 39Ar
dégazé. Les sites de basse température ont été affectés par une perte notable d’argon.
Ils fournissent un âge intégré de 180 Ma environ, pour lequel il est difficile, dans l’état
actuel des connaissances dans ce secteur, d’attribuer une réalité géologique.
III.1.2 Roches métamorphiques du faciès granulite
Echantillon VN 512 14° 15’ 04”; 108° 50’ 32”
Les roches constituant le deuxième facies dominant du complexe de Kannack
sont représentées par des roches métamorphiques qui sont passsées dans le facies
granulites. Nous présentons ici un échantillon typique de ces facies, VN512. Cet
échantillon a été prélevé dans le SW du complexe de Kan Nak. Il s’agit d’un
micaschiste à muscovite, sillimanite, grenat, biotite. La sillimanite est prismatique.Le
grenat et la biotite semblent en relique du facies granulite. Le plagioclase, le feldspathK et la cordiéritesont totalement remplacés par des micas blancs et des chlorites. Le
grenat est craquelé et est altéré par de la chlorite verte. On pourrait donc le considérer
comme relique, au même titre que la sillimanite prismatique. La biotite,
vraisemblablement elle aussi granulitique est transformée en oxychlorite et la chlorite
verte est oxydée. La sillimanite prismatique observable dans les granulites
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métasédimentaires se retrouve ici en dehors ou en inclusion dans le chloritoïde bleuvert au sein de la matrice d’une ancienne granulite polymétamorphique. Cette roche est
typiquement une granulite polymétamorphique réquilibrée dans le faciès schiste vert du
métamorphisme à chloritoïde. Cette série appartient à la base des formations
allochtones affleurant en klippe sur le socle de Kan Nack.

Fig.III.3: Spectre d'âge de l'échantillon de VN512 Muscovite
C’est la muscovite de ce facies qui a été analysée , et pour laquelle un âge
plateau de 270 ±3 Ma été calculé, (fig.III.3) plateau représentant 75% d’39Ar dégazé.
Il est clair, à travers ce résultat que cet âge représente l’âge de la fermeture de
ce minéral, qui ne paraît pas avoir subi de perte d’argon notable après cette
fermeture.
III.2 Discussion et Interpretation des résultats
On commentera les résultats précédemment énoncés en groupant les
échantillons selon leur nature pétrologique, qui coïncide généralement avec leur
répartition géographique.
Les âges obtenus sur les biotites des deux échantillons de charnockites reflètent
les âges de la mise en place de ces magmas. Ces biotites font partie, comme on l’a dit
plus haut, des paragénèses primaires du magma. La différence entre leurs âges
respectifs de 243 et 260 Ma ne traduit pas à nos yeux une réalité géologique mais est

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vraisemblablement le reflet, en ce qui concerne VN 357, d’une légère altération en
chlorite.

Fig.III.4: Diagramme concordia de l'échantillon VN357 montrant les fraction de
Zircons concordants
Les conséquences de cette datation sont très importantes en ce qui concerne

l’évolution géodynamique du bloc de Kontum. On se souvient en effet, comme on l’a
souligné dans le chapitre précédent, que ce dernier, et en particulier le complexe de
Kanack etaient jusqu’à présent considérés comme étant un témoin d’un fragment de
bloc Archéen. Le résultat obtenu sur ces biotites nous montre au contraire un âge
Triasique pour la cristallisation des biotites primaires. C’est donc à l’orogénèse
Indosinienne qu’il faut attribuer la mise en place des magmas charnockitiques, et non à
un épisode archéen comme en Inde ou en Antarctique.
Ce point est, comme on le voit, tés important : Il était donc intéressant de comparer
notre résultat avec les âges obtenus sur zircon dans le même échantillon. Nous
reproduisons ici les résultats obtenus par E. Nagy et U. Schärer (Nagy et al., sous
presse). Les 7 fractions de zircons de l’échantillon VN357 sont concordantes à subconcordantes et définissent un intercept inferieur à 249±2 Ma (fig.III.4).
La convergence de nos âge en Ar-Ar et les âges obtenus par intercept inferieur
en U-Pb, et à la sonde ionique nous conduit à considérer que le magma charnockitique
s’est mis en place au Trias, pratiquement à la même époque que se produisaient les
processus de métamorphisme qui ont affecté et donné naissance plus au N à la
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cordillière Truong Son, mais dans des conditions de température et de pression
radicalement différentes.
C’est encore à l’épisode indosinien que vient se rattacher le métamorphisme
granulitique qui affecte les séries dans lesquelles les magmas charnockitiques
semettent en place.
La sigification pétrologique attribuée à la muscovite VN512 implique donc
de considérer l’ âge de 270 Ma comme l’âge de la fin du métamorphisme qui a
présidé à sa formation. La muscovite étant dans cette roche un minéral secondaire,
on a la preuve que le métamorphisme granulitique se situe au début de l’événement
indosinien, ce qui reste évidemment cohérent avec l’ensemble des âges obtenus sur
les magmas charnockitiques.
IV. Conclution

En résumé, on peut souligner, à partir des analyses radiométriques Ar-Ar et la
pétrologie, que le bloc de Kontum est une entité composite qui reflète une pétrologie
complexe, dominée par la présence d’un socle métamorphique granulitique dans lequel
le magmatisme charnockitique s’est développé. Ce métamorphisme de haute
température et ce magmatisme associés ont eu lieu pendant l’orogène indosinien entre
270 et 245 Ma.
Il ressort de nos analyses que deux groupes d’âges ont pu être mis en évidence:
Des âges situés autour de 245-255 Ma pour la série. La concordance de nos âges Ar-Ar
en particulier sur les charnockites, obtenue sur les biotites qui sont des paragenèses
primaires (magmatiques) avec les âges obtenus sur zircons concordants (Nagy et al.,
intercept inferieurs) conduit à éliminer définitivement une origine précambrienne pour
les roches granulito-charnockitiques de Kan Nack. Le bloc de Kontum est donc
composite en ce qui concerne ses formations métamorphiques et l’âge de celles-ci.
Aucune trace d’un métamorphisme antérieur (archéen ou protérozoïque) n’a pu être
mise en évidence, ce qui est confirmé par les données U-Pb.
La méthode Ar-Ar avec le technique “step hitting” est un bon util pour dater des
rocks métamophiques. La forme du spectre va presenter l’âge signicatif des roches
quand il contiens 80% de quantité de gas degasé. Le reste se montre la condiction du
métamophique de l’échantillon date.

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BIBLIOGRAPHIE
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et de la Basse Rivière Noire. Mémoire du Service Géologique d'Indochine. Vol III,
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