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” I INTRODUCTION ET PROBLÉMATIQUE .2 Fig.I.1 : Schéma géologique de la région étudiée II.1 Les principes généraux de la géochronologie .4 II.2 Application la méthode K-Ar II.3 La méthode Ar-Ar II.3.2 Equation d’âge II.3.3 Interférences de masse et corrections 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 I Introduction et problématique La région étudiée, le bloc Kon Tum au sud du Vietnam, corespondant l'extrémité du Sud-Est du bloc indosinien, est un élément geologique important du sudest asiatique Page 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 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 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 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 la quantité d’atome radiogénique (fils) qui se forme, par unité de temps : Page De plus, 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 t t = 1/ λ loge (F/P + 1) Cette équation est l’équation de base de toutes les méthodes radiométriques Une condition nécessaire 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 la méthode K-Ar Comme nous le verrons plus loin, il est nécessaire de décrire le concept de cette méthode pour l’étendre ensuite 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 : 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, raison d’un peu moins de % Cet argon atmosphérique est formé par trois isotopes : Tableau : 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 processus qui participent cette radioactivité : Page 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 la formation de l’isotope 40Ar Le processus (4) aboutit, lui, 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 Page ce qui correspond 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 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 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 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, laquelle s'ajoute une composante atmosphérique L’40Ar atmosphérique est un élément contaminant car il pénètre ou et est adsorbé surface des minéraux Ceci impliquera pour toutes les analyses une correction d’argon atmosphérique, rendue possible grâce 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 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 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 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) Page 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 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 une série de corrections dues 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 Page 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 la fusion directe de l’échantillon, telle qu'elle est réalisée dans le cas de la méthode K-Ar, ou procèdera un chauffage progressif par paliers de température Le premier palier de chauffage s’effectue 500°C et les paliers successifs se font des températures régulièrement espacées de 50 C 70 °C environ jusqu’à la fusion du minéral L’argon libéré chaque palier est analysé isotopiquement On obtient donc, pour chaque palier, un rapport isotopique 40Ar*/39Ar, caractéristique de l’argon libéré une température donnée et correspondant 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 chaque palier de température Pourquoi les rapports 40Ar*/39Ar peuvent être identiques entre eux ou au contraire sont variables ? pour répondre 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 Page 10 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 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 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 Page 11 En ce cas précis, on a l’habitude pour le calcul d’intégrer les rapports obtenus 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 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 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 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 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* 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 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 Page 12 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 retentivité de plus en plus forte, c'est-à-dire les sites 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 l’âge de la crise thermique et/ou du métamorphisme Les âges obtenus en haute température correspondent 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 Page 13 Le cas théorique présenté ici est fréquement rencontré A partir de ce dernier, on observe tous les intermédiaires, qui correspondent deux résultats également observés fréquemment + La crise thermotectonique a été suffisement intense pour remettre zéro, la fois les sites faible énergie d’activation et ceux qui sont énergie d’activation élevée On aboutit alors 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 retentivité élevée ont perdu une partie de leur 40Ar*, ce qui aboutit 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 Page 14 II.3.6 Problème de l’excès d’argon Nous venons d’étudier le cas ou les minéraux ont constitué un système ouvert 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 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 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 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 chaque minérale, mais aussi chaque élément radiométrique utilisée Dans le tableau Page 15 (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 fractions de 300 100 µ La fraction de travail est lavée l’eau distillée, et les minéraux sont repérés sous loupe binoculaire et prélevés 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 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 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 rondelles, l’une la base, pleine, l’autre percée de trous de différents diamètres et vissées entre elles Chaque trou est chargé par ou Page 16 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 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 getters SAES contenant des pièges en alliage de Zr-Al L’un est maintenu la température de 400°C, l’autre 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 - grains de charbon actif (charbon du bois) et maintenu la température de l’azote liquide est disposé en bout de ligne afin de concentrer l’argon Ce piège est ramené 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 W qui émet 488 et 514 nm La variation de la température atteinte sous laser par le matériel est acquise en modifiant 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 2.2 A le multiplicateur d’électron est porté 2100-2200 V selon les échantillons ou les irradiations Le balayage de masse en mode statique se fait par variation du champ magnétique raison de 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 paliers de températures - Procédures de l’analyse Le chauffage sous laser est réalisé pendant minutes La purification + piégage de l’argon pendant minutes Pompage de la ligne, l’argon restant piègé sur charbon pendant minutes L’analyse de masse dure environ 15 minutes pendant lesquelles la ligne est nouveau pompée et débarrassée de l’argon Page 17 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 Page 18 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 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 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, grain moyen, très-rubanée et foliée, typiquement charnockitique Le quartz est extinction roulante, plagioclase acide 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 Page 19 Fig.III.2: Spectre d'âge de l'échantillon de VN389 Biotite Cette roche affleure l’W du complexe de Kannak, dans une zone qui était considérée traditionnellement hors de ce complexe et faisant partie des formations protérozoiques 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 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 Page 20 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 chloritoïde Cette série appartient 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, 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 nos yeux une réalité géologique mais est Page 21 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 l’orogénèse Indosinienne qu’il faut attribuer la mise en place des magmas charnockitiques, et non 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 fractions de zircons de l’échantillon VN357 sont concordantes subconcordantes et définissent un intercept inferieur 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 la sonde ionique nous conduit considérer que le magma charnockitique s’est mis en place au Trias, pratiquement la même époque que se produisaient les processus de métamorphisme qui ont affecté et donné naissance plus au N la Page 22 cordillière Truong Son, mais dans des conditions de température et de pression radicalement différentes C’est encore 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 la muscovite VN512 implique donc de considérer l’ âge de 270 Ma comme l’âge de la fin du métamorphisme qui a présidé 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, 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 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 Page 23 BIBLIOGRAPHIE 2- Deprat, J (1914): Etude des plissements et des zones d'écrasement de la Moyenne et de la Basse Rivière Noire Mémoire du Service Géologique d'Indochine Vol III, Fasc IV Page 24 3- Faure, C et Fontaine, H (1969): Géochronologic du Vietnam méridional Archives géologiques du Vietnam, 12, 213-221, Saigon 4- Hoffet, J.H (1933): Etude géologique sur la centre de l'Indochine, entre Tourane et le Mékong (Annam 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