UNIVERSITE C. A. DIOP DE DAKAR
UNIVERSITE DE NANCY 1
FACULTE DES SCIENCES
DEPARTEMENT DE GEOLOGIE
THESE
présentée
par
Abdoulaye DIA
à
13 Faculté des Sciences de Dakar
pour obtenir le grade de
Docteur ès Sciences Naturelles
CARACTERES ET SIGNIFICATION DES COMPLEXES
MAGMATIQUES ET METAMORPHIQUES DU SECTEUR DE
SANDIKOUNDA-LAMINIA
(Nord de la boutonnière de Kédoegou; Est du Sénégal)
Un modèle géodynamique du Birimien de l'Afrique de l'Ouest
soutenue le 18 Octobre 1988
devant J3 commission d'Examen
MM O.
DIA
Président
F.
ALBAREDE
Rapporteur
J.P.
BASSOT
Rapporteur
G.
ROCC!
Rapporteur
J.
FABRIES
M.
ROLLET
J. M.
BENKHELIL

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A mes enfimls, Khadia, Mura, Papy et Astou
A ma [emme,
pour leurpatience et leurs privations.
A mes Parents.

---

REMERCIEMENTS
La réalisation de ce travail a nécessité une somme considérable de
moyens matériels, humains et de sacrifice, qui n'a jamais fait défaut,
grtice à la sollicitude constante et à l'abnégation de certaines personnes
auxquelles je suis profondément reconnaissant et que je fais l'honneur de
remercier ici.
C'est au Professeur G. Roce! qu' est revenue la tâche de diriger les
recherches. Je le remercie de m'avoir {ait confiance et laissé toute liberté
pour "monter" ce travail, tout en suivant continuellement la progression
sur le terrain et au laboratoire. Je le remercie aussi d'avoir toujours su
m'apporter les moyens requis. Je ne pourrais jamais lui exprimer assez
toute ma reconnaissance pour avoir été au iMbut et au terme de ce travail
et pour avoir accepté encore la tâche
dure de rapporteur.
Monsieur O. Dia. Chef du Département de Géologie a été le pilier de
ce travail, en ne ménageant aucun effort pour la recherche des moyens
matériels, la lecture des différents manuscrits tout en me faisant bénéficier
de ses suggestions judicieuses. Il a su activer et entretenir chez moi cette
oolotuë farouche et ce plaisir immense d'aboutir à un trouail de qualité. Il
a su dans les mois difficiles de la rédaction créer l'ambiance et les
conditions indispensables.
C'est donc avec un réel plaisir que je lui
exprime toute ma gratitude.
Je dois aussi une grande reconnaissance à Monsieur J.B. Bassot qui
non seulement m'a fait bénéficier de sa très grande connaissance de la
géologie a/ricaine, et du Sénégal en particulier, mais également m'a
permis de
bénéficier
gratuitement
de
nombreuses
analyses
géochronologiques au laboratoire de
Clermont Ferrand. Monsieur J.B.
Bassot soit non seulement remercié de Sa disponibilité constante, mais
également d'avoir accepté la tâche pénible de Rapporteur de cette thèse. Je
saisis l'occasion pour remercier
Mme Vachette, S. Lemoine, Fernandez
et J. Mergout pour les discussions fructueuses durant mon séjour au
Laboratoire de Clermont Ferrand.
Comment exprimer toute ma gratitude au Professeur F. Albarède
qui. au moment décisif de ce travail, malgré ses nombreuses charges, m'a
permis, par son dynamisme et sa grande compétence, son sens des
relations humaines, et sa grande disponibilité, d'améliorer la qualité de ce
travail. Je n'oublierai p4S les moyens énormes qui n'ont jamais fait
défaut. Je me réjouis donc du priuiiëge qui m'a été donné de travailler
avec lui, et lui renouvelle toute ma reconnaissance tant pour sa
disponibilité que pour l'honneur qu'il me [ait de participer et d'litre
rapporteur de cette thèse.
Monsieur M. Rollet
qui fut à l'origine du choix du thème de ce
trauail, et quis,st toujours employé depuis de me faire bénéficier de son
dynamisme et de sa grande expérience. Je me réjouis pleinement de le
compter parmi les membres de ce Jury. Je tiens à le remercier, et lui
témoigne toute ma gratitude.

---

Je dois zocre ma reconnaissance à Monsieur J. Fabrièe qui m'a
beaucoup appris sur les aspects de la pétrologie métamorphique. et d'auoir
corriger avec diligence. et à fond, les chapitres sur leo//rnétamorphismeJ.
C'est trop tardivement que j'ai [ait sa conncisscnce, et Ye souhaite pouvozr
bénéficier encore de sa grande compétence. C'est pour moi un honneur de
le compter comme membre de mon Jury de thèse.
J'exprime tous mes remerciements à Monsieur J.M. Benkhelil pour
l'aide fabuleuse qu'il m'a apportée pour la confection du document, et
dans la résolution des problèmes structuraux. Je témoigne toute ma
gratitude pour sa disponibilité et d'avoir accepté de juger ce travail.
Je ne saurais terminer sans exprimer ma gratitude à mes collègues
du Département de Géologie, pour leur patience et leur témoignage
d'amitié, pendant les moments difficiles.
A tout le personnel technique du Département de la Faculté, en
particulier à Monsieur B. Bâ, B. Diagne et Monsieur M~ Gueye, d qui je
suis redevable.
Je'i;aurais aussi exprimer toute ma sympathie et ma gratitude, aux
collègues du laboratoire de Géochimie Isotopique du CRPG, en particulier
à Mlles Annie Michard, Danielle Dantel, Muriel Boher, Wafa
Abdouehamy, et tout spécialement à Mlle Valérie Embareck Secrétaire de
Monsieur Alborède, pour le temps considérable passé au "Mac" à
travailler la mise en forme du manuscrit.
Enfin, je ne saurai:> oublier l'aide précieuse et les. discussions
fructueuses que j'ai eues sur le terrain et au laboratoire avec Monsieur J.
Bertrand.

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AVANT-PROPOS
Le travail entrepris ici dans ce mémoire est une contribution à la caractérisation des
complexes plutoniques et métamorphiques de la boutonnière de Kédougou. Il a pour cadre le
secteur de Laminia-Sandikounda, situé dans la partie nord de la série de Mako définie par Bassot
(1963).
Les moyens matériels, logistiques el analytiques qui Ont permis 1<1 réalisation de ce
mémoire, ont pu être fournis par le CNRS (ASP· Afrique), par Je Département de Géologie de
Dakar, le Laboratoire de Pétrologie de Nancy, dans le cadre d'une convention inter-universitaire
entre l'Université de Dakar et l'Université de Nancy 1 ou obtenus auprès de collaborateurs
extérieurs.
C'est ainsi que nous avons pu bénéficier de la collaboration du Laboratoire de
Géochimie isotopique du Professeur F. Albarède du C.R.P.G./ C.N.R.S. de Nancy pour les
questions relatives à la géochimie ct aux modèles pétrogénétiques. De même J'intérêt porté par
J.P. Bassor à la géologie du Sénégal oriental et en particulier à nos travaux nous a permis de
bénéficier au niveau du Laboratoire de Géologie (CNRS) de Clermont-Ferrand de nombreuses
analyses isotopiques et géochronologiques par différentes méthodes. Nous avons pu également
bénéficier de la collaboration du professeur J. Fabnês Directeur du Laboratoire de Minéralogie
du Muséum d'Histoires Naturelles de Paris; ce qui a permis notre initiation à la pétrologie
métamorphique, par l'étude des variations crisrallcchimiques des amphiboles. L'UNESCO, par
l'intermédiaire de la Division des Sciences de la Terre a aussi fortement contribué à la réalisation
de ce travail en nous permettant par le biais des géotraverses de rencontrer et de discuter avec
d'autres collègues africains et européens acquis à la même cause" mieux connaître le Birimien
de l'Afrique de l'Ouest ".
Il est certain que sans la conjugaison de ces importants moyens matériels et humains, le
travail
ici présenté en aurait souffert grandement, en qualité et en délai d'exécution;
heureusemenr, la générosité et l'arrachement ;1U1re au travail bien fait de chacun de ces différents
responsables, nous ont permis de rassembler les conditions requises pour apporter une
contribution valable pour une meilleure connaissance du Birimien.

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OBJECTIFS ET PLAN
DU MEMOIRE
Les études récentes réalisées dans le secteur occidental de la boutonnière (secteur de la
série de Mako) par les différents auteurs cités ci-dessus, ont permis de préciser les caractères
pétrographiques,chimiques des différents ensembles. Les âges radiométriques obtenus par
Basset et Vachette en 1984 sur les granitoïdes som demeurés les seules références
géochronologiques, Ainsi les caractéristiques géochimiques el l'évolution pétrogénérique et
géodynamique restaient encore à définir, et la proposition d'un modèle d'évolution
géodynamique à l'échelle même du secteur de Mako n'était pas encore envisageable.
L'objectif visé dans ce mémoire consacré au secteur de Laminia-Sandikounda, était de
préciser la chronologie et l'évolution tectonornagmatique de la série de Mako et des granitoïdes
associés. Mais très tôt. la mise en évidence dans le secteur nord de la série de Mako d'un com-
plexe plutonique lité intrusif dans cette série, remettait en question la chronologie jusque là
admise dans cette partie de la boutonnière. L'individualisation ensuite, au sein du complexe plu-
tonique lité, de panneaux hectométriques d'amphibolites à évolution tectonométamorphique
apparemment différente, rendait nécessaire l'étude géochronologique et isotopique et la
caractérisation du métamorphisme.
Le mémoire est su bdivisé en 5 parties d'importance inégale, mais qui se justifient
largement par le nombre de complexes magmatiques et métamorphiques mis en évidence dans le
secteur Laminia-Sandikounda. Le plan ainsi adopté est Ie suivant:
La première partie est consacrée à l'introduction; elle présente les contextes géo-
graphique et géologique et définit le cadre géochronologique du secteur étudié;
La deuxième partie
porte sur l'étude du complexe
volcanoplutonique de
Mako qui forme l'encaissant des complexes plutoniques. Elle permet de repréciser la
chronosrratigraphie de ce complexe et étudie les évolutions tectonométamorphique, géochimique
et pétrogénériquc ;
La troisième partie
aborde l'étude des complexes plutonique lité et méta-
morphique associés dans la partie occidentale du secteur étudié. EHe penne t, d'une part de
cerner l'organisation spatiale et la structure du complexe lité, la caractérisation géochirnique et
pétrologique; et d'autre part d'examiner l'évolution tecronométamorphique et la caractérisation
géochimique et géodynamique du protolithe du complexe métamorphique associé au complexe"
plutonique lité;

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La quatrième partie
étudie le complexe plutonique de Lamlnia- Kaourou
formé par des granitoïdes intrusifs dans la série de Mako et recoupant le complexe plutonique
lité. Dans cette partie nous donnons les caractéristiques pétrographique, minéralogique et
géochimique du complexe. Nous abordons la question des filiations génétiques entre les
différents termes pétrographiques et le modèle d'évolution pétrogénétique et structurale du
complexe;
La cinquième partie: conclusions générales fait la synthèse des principales
caractéristiques mises en évidence dans les différents complexes étudiés. Elle discute des rap-
pons génétiques entre les différents complexes et fait le point sur les enseignements à tirer des
différents résultats. Dans cette dernière partie, nous proposons un modèle d'évolution
géotecionique du secteur de la série de Mako.
METHODOLOGIE
Notre démarche au cours de ce travail a toujours été d'allier d'une manière com-
plémentaire. étude de terrain et étude de laboratoire; cette méthodologie nous parait essentielle
pour une bonne compréhension de l'évolution des complexes magmatiques et métamorphiques.
Les travaux de terrain
Les travaux antérieurs de reconnaissance générale et de cartographie, notamment ceux de
Bassot (1963) avaient permis de définir les grands ensembles structuraux dans la boutonnière
de Kédougou.
Pour notre étude, nous avons effectué des levers cartographiques dans le secteur de
Laminia-Sandikounda dont les conditions d'affleurement sont assez acceptables pour faire de
bonnes observations. Ces différentes observations de terrain ont été portées sur fond
topographique IGN au 1/50.000 pour la réalisation d'une carte géologique d'ensemble. Cette
cane au l/50.000 a permis de mieux préciser la chronologie de cette partie nord de la série de
Mako. Ensuite pour
mieux identifier les différents complexes géologiques, nous avons effectué
une cartographie détaillée du secteur au 1/.10.000 en trois feuilles A, B et C placées en hors-
texte.
Durant les travaux de terrain qui ont duré de 1983 à 1987. nous avons pu bénéficier de
l'expérience du Professeur G. Rocci du Laboratoire de Pétrologie de Nancy I. De même
l'intervention de J.P. Bassot du Laboratoire de Géologie(CNRS) de Clermont Ferrand pour une
mission de 15 jours, nous a permis de confronter nos points de vue et interprétations.La
collaboration de J.M. Benkhelil a été utile et déterminante pour la résolution des problèmes

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structuraux; une tournée commune de contrôle avec J. M Bertrand du CR.P.O/CNRS de
Nancy et J.P. Basset en 1988 a permis de préciser les données de terrain.
Les travaux de laboratoire.
Les travaux de cartographie ont été faits parallèlement à un échantillonnage abondant et
varié sur les différents complexes magmatiques et métamorphiques visités. Les échantillons les
plus représentatifs ont ensuite fait l'objet d'analyses pétrographiques classiques, d'analyses
chimiques des phases minérales et des roches totales. Les analyses de roches totales ont porté
sur les majeurs et les traces, mais aussi sur les Terres Rares et les isotopes (Sm/ Nd, Rb/Sr, et
Pb/Pb) d'utilisation encore timide dans les études consacrées au Birimien de l'Afrique de
l'Ouest.
/

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CARACTERES ET SIGNIFICATION DES COMPLEXES MAGMATIQUES
ET METAMORPHIQUES DU SECTEUR DE SANDiKOUNDA·LAMINIA
(Nord de la boutonnière de Kédougou; Est du Sénégal)
Un modèle géodynamique du Birimien de l'Afrique de l'Ouest
A. DIA • 1988
RESUME DE THESE
La caractérisation des différents complexes magmatiques et métamorphiques du
secteur de Laminia- Sandikounda.Jocalisé dans la série de Mako, a permis de distinguer
quarre grands complexes dont les caractères pétrographique, minéralogique et géochi-
mique sont les suivants :
1. Le complexe ampbibolo-gneisstque, entre Sandikounda et Sonfara,
formé d'une association d' amphibolites massives et migmatitiques et de gneiss diorite-
tonalitiques.
Les paragenêses à clinopyroxêne, amphiboles tschennakitiques et orthcpy-
roxènes sont typiques du faciès "hornblende-granulite" (de type HT-MP), intermédiaire
entre les faciès amphibolite el granulite. La caractérisation du protolithe indique une ori-
gine onhodérivée à partir d'une association de roches basaltiques tholéiitiques et calco-
alcalines. à ëvolutlon polymétamorphique rétrograde (granulite - amphibolhe-
schiste ven), synchrone de phases précoces de déformation pénétratives, inconnues dans
le reste de la boutonnière de Kédougou.
2. Le complexe volcano-plutonique de Mako, composé de basaltes à pil-
low-Iavas, de basaltes massifs, de rares pyroclastites et de laves andésitiques, est affecté
par un métamorphisme épizonal (schiste ven) statique. Ce volcanisme essentiellement
basique, possède les caractères gécchimiques de thaléiites océaniques pauvres en
TiOl, légèrement enrichies en LREE par rapport au BREE, à pente de
fractionnement subplate, sans anomalie significative en Nb et à INd<3 el
J.L = 7,1. Ces caractères transitionnels entre ceux des N.MORE et ceux des lAT se rap-
prochent plus des tholëlites d'arc intraocéanique immatures ou des basaltes
d'arrière-arc actuels (Fidji, Mariannes, New Britain). Les épisodes intermédiaires à
acides calce-alcalins (pyroclastites et andésites) correspondraient à un stade plus mature
dans l'édification de l'arc. Le magma primaire, issu d'un taux de fusion partielle d'un
manteau lherzolitique pauvre en grenat, aurait évolué par fractionnement gabbroïque à
basse pression (9 Kb).
3. Le complere plutonique lité associé au système d'arc à caractère calco-alca-
lin trondhjémitique allant des wherlites aux trondhjémites et formé précocement par
cristallisation de magmas hybrides en système ouven sous fone pression partielle
d'eau, favorisant la cristallisation massive et la stabilité de l'amphibole.
4. Le complexe granodioritique (gabbros-adamellites) évoluant à partir de
magmas issus indirectement du manteau par fusion partielle de matériel amphlbolt-
tique. La mise en place s'est faite suivant un mécanisme mixte (gonflement- cisaille-
ment).
La géochronolcgie, par différentes méthodes (Sm/Nd. Rb/Sr, Pb/Pb} a permis de
constater dans cette partie nord, la plus ancienne de la boutonnière de Kédougou,
l'absence de roches archéennes. Cela tend à démontrer l' hypothèse de la cria-
tien d'une croûle juvénile épaisse sur une durée relativement brève (entre 2200 et
2000Ma ), suivant un modèle par oôauctton ou accotement de plaques. Nous pen-
sons que les socles archéens de l' Amsaga et de Man, situés au Nord et au Sud de la
boutonnière de Kédougou ont pu servir à. "accrocher' les éléments de la néocroûte.
La partie sud de la boutonnière (série Dialé-Daléma) correspondrait à une autre
plaque différente de la série de Mako .
Mots clés: Accolement, Afrique de l'Ouest, Amphibolite, MC insulaire. Birimien,
Boutonnière, Gneiss, Kédougou, Laminia, Lité. Mako, Manteau, NéocroûteObduction,
Sandikounda, Thcléiite.

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PREMIERE PARTIE: INTRODUCTION GENERALE
CONTEXTES
GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE
CADRE GEOCHRONOLOGIQUE

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Figure.l .1.
Carte de situation des principales localités du Sénégal orien/al Cirees dans le
texte. Le traÎt de coupe Cl correspond à la coupe g~oJogjquesynthê.ique d'après les
Travaux anterieurs

---

7
1. rONTEXTE GEOGR APHIQUE
La zone d'élude est localisée dans ta région de Tambacounda qui constitue la
region la plus orientale de la République du Sénégal. Celte zone est limitée à l'Est par la
Falémé, frontière naturelle avec la République du Mali. Le secteur étudié que nous dé-
nommons secteur Laminia -Sandikounda est compris entre les parallèles 13°40' N et 13°
30'S et les méridiens 12°0Q'E et 12°1O'W. Il est entièrement compris dans le Dé-
partement de Bakel. Les villages les plus importants SOn[ : Kaourou, Laminia, Yéli-
malo, Sonfara. Tonkotou, Sandikounda (fig. 1. 1)
La ville de Tambacounda , capitale régionale est reliée à Dakar par la nationale
Kédougou-Dialakoto- Tambacounda-Kaolack-Dakar longue d'environ 750 Km. Le
tronçon Dialakoto-Kédougou est en chaussée non revêtue. Le réseau routier interne est
relativement dense. mais constitué de pistes carrossables. pour la plupart impraticables
pendant la saison des pluies (5 mois). Cependant très récemment une nouvelle piste de
production (SODEFITEX) Tambacounda~Diank.é~Makan-Sandikoundatrès carrossable
vient d'être ouverte ec permet d'accéder très facilement au secteur étudié.
La région ese couverte d'importantes cuirasses latéritiques er est parcourue
d'un réseau dense de cours-d'eau temporaires. qui lui confère un relief particulier,
morcelé en plateaux par des thalwegs abrupts, rendant parfois malaisé tout accès et
difficile l'ouverture de voies de communication.
L'importance de la surface recouverte de cuirasse ferrugineuse limite norable-
ment les zones de savanes, laissant ainsi très peu de place aux cultures de subsistance.
L'élevage des bovins, l'orpaillage et dans certains endroits la pêche constituent les
principales sources de revenues.
Le Sénégal oriental jusqu'à une date encore récente était une région à bien des
égards oubliée. Cependant, depuis 1980. d'imponants efforts d'investissement écono-
miques y ont été consentis et actuellement avec les nombreux projets miniers prévus
(Fer, Or) et les immenses réserves de matériaux utiles, le Sénégal oriental peut devenir
dans les années à venir le poumon économique du Sénégal.
II. CONTEXTE GEOLOGIQUE
Le craton de l'Ouest africain apparait comme un socle cristallin métamorphisé
et polydéfonné( Bessoles, 1977). Au Sénégal ee craton affleure dans la partie orientale
à la faveur de la boutonniére de Kédougou, prolongée au Nord par celle de Kayes.La
boutonnière de Kédougou est limitée à l'Ouest par la zone mobile des Mauri tanides et
recouvert en discordance de part et d'autre par les formations du Protérozoïque
supérieur et du Paléozoïque du bassin de Taoudéni (fig.L2).
Les formations plutoniques et métamorphiques de la boutonnière de Kédougou
am été corrélées au Birimien du Ghana et de Côte d'Ivoire et plusieurs séries y ont été
distinguées (Basset, 1963)(fig.1.3)
- A l'Ouest, la série de Mako caractérisée par un volcanisme sous-marin à
dominante tholéiitique, est inrrudée par le massif granitique syntectonique de Kakadian
et pa.. ,:{'" nombreux petits beth-v-es oost-tectoniques. L:- ~~tf";llr Laminia-Sandikc-vvts
'l~i fait l'objet de C\\..-c..,- '::c...de, constitue un .,~~.~ .... de la partie nora u.... "'\\...LL~ série de
Mako.
- A l'Est, les séries du Dialé et de la Datëma à dominante sédimentaire (avec en
particulier d'importantes séquences carbonatées),sont traversées par Je granite syntec-
tonique de Saraya; la série de la Daléma contient un complexe volcanopluto nique de

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Figure 1.2.
Carle de sitation de ia boutonnière de Kéâougou dons le craton de l'Ouest- africain,
d'après Bertrand -Soriui er al. (1987) légèrement modifiée.
1:::: socle précambricn; 2=-- Zones mobiles pan-africaines; 3 :::: Bassin de Taoudéni
[Protérozoïque supérieur); 4= Pulëozoiquesupérieur; 5 := Bassins post-paléozoïques.

---

nature ca1co-alcaline (Bas SOt, 1987) dont te terme ultime est constitué par le granite de
Boboti.
L'évolution du creton de l'Ouest africain dans la boutonnière de Kédougcu
suscite encore beaucoup de controverses. ELle serait caractérisée par la seule orogenèse
éburnéenne; les formations archéennes liées à l'orogenèse libérienne affleurant de part
el d'autre de la boutonnière, dans les dorsales de Réguibar et de Léo,y seraient incon-
nues. La boutonnière de Kéoougou constituerait/de ce fait, la province birimienne la
plus occidentale du craton ; et cette configuration reste énigmatique.
N
A
Figure 1.3
Carre de situation des
diffèrentes séries et batholites
définis dans la boutonnière de
Kèdougou,
d'après
Bassot
(1987) modifièe: supergroupe
de Malco =: série de Mako, le
secteur nord de la série de M ako
en encodré »- secteur Laminia-
Sanâlkaunda étudié.
1([ OOUGOU
o
• :: : •
', ..
. :::: -~""
La figure 1.4 représente une coupe schématique synthétique des formations
géologiques de la boutonnière de Kédougou d'après une synthése des travaux. an-
térieurs.

---

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"HO 4
>--------~
Figure 1.4
Coupe schématique normale aux structures géologiques de la boutonnière de Kédougou
û'aprés les résultats des travaux. antérieurs {Bassot, 1963,. Wicschard, 1965; Andrew et
Efimov. 1973).
1= Séries paléozoïques: Série de la Falémé .. 2= Granite post-tectonique; 3 == granite
synreclOnique; 4=::. Panneau."( de diabase métamorphisée ; 5= Séries birimiennes ; 6=
Cassure sans éffusion .- 7=. Zone de faille âu Diatë: 8= Ensemble voicanosédimentaire
plissé; 9= Effusions basiques Tardives .. JO =. Panneaux de diabases.
Depuis les travaux de reconnaissance gènèrale de Bassor (1963) et de
Witscbard (1965) qui ont permis de définir les grandes structures cians la boutonnière
de Kédougou, de nombreuses éludes y ont été entreprises et en particulier sur la série
de Mako elles granitoïdes et autres roches magmatiques qui lui sont associées (Andrew
et Efimov, 1973; Debat et 31.,1982; Ngom, 1985; Dia, 1985; Dioh, 1986; Dia et Rocci;
1986; Dia et al., 1987). Il ressortait de ces différentes études l'antériorité de la série de
Mako par rapport aux aunes séries de la boutonnière de Kédougou.
Des mesures géochronologiques (Bassot et al., 1963; Bassel et Caen- V achene,
1984) confirmaient l'attribution de ces fonnacions de la boutonnière de Kédougou au
Protérozoïque inférieur avec des âges obtenus sur les intrusions granitiques (Kakadinn
el Saraya) s'étalant entre 2190 Ma Cl 1945 Ma. Ces âges postdataient d'une part la série
de Mako (antérieur à 2190 :MA) et d'autre part la série de la Daléma (antérieur à 1945
Ma).
III.CHROl\\OLOGIE
RELATIVE
ET GEOCHRONOLOGIE
DES
EVENEMENTS.
l.Chronologic relative
Les travaux de reconnaissance générale de Bassot (1963), confirmés par
Witschard (1965) avaient dèmontré que la série de Mako. définie eomme une associa-
tion de roches vo1canjques el de roches volcanosédirnentaires.était intrudée par un en-
semble de poimements de roches granitoïdiques appelé mass(f de Kakadian. Les ?~­
nées géologiques obtenues dans la partie nord du secteur de Mako (Se.cle~ de Laminia-
Sandikounda), nous permettaient d'identifier dans ce massif de Kakadian, des co~­
ptexes plut?niSlues distincts par, leurs .caraclè!e~Jlétro~ph~q~eset leur ~o~e .de miS:
en place. Ainsi, il nous a paru necessaire de distinguer à 1interieur de ce qUI ecart appele
communément par Basset (1963) massif de Kakadian, les complexes suivants (figs.1.5
et 1.6);

---

,1
j
11
- Un complexe plutonique lité de composition gabbro-diorito-trondhjérnitique,
dénommé: Complexe plutonique lité de Sandikounda (C.P.L.S.). Ce com-
plexe occupe la partie nord-ouest du secteur étudié. Il est directement intrusif dans la
série de Mako.
- Un complexe amphibolo-gneissique en panneaux dans le complexe
plutonique lité: le Complexe amphibolo-gneiss de Sonfara (C.A.G.S.). Les
rapports structuraux entre ce complexe fortement métamorphisé et le complexe
plutonique lité peu métamorphique ne sont pas précis.Toutefois, la présence d'enclaves
d'amphibolites massives/différentes des xénolithes de Mako dans l'ensemble dioritique
du complexe plutonique lité, nous permet de considérer ce complexe comme antérieur à.
celui de Sandikounda.
- Un complexe essentiellement granodioritique appelé Complexe
plutonique Laminia-Kaourou (C.P.L.K.); il est composé de deux massifs:
massif de Laminia et massif de Kaourou. Il est situé dans la partie orientale du secteur
étudié (secteur Laminia-Kaourou). Ce complexe est intrusif dans la série de Mako et
recoupe le complexe plutonique lité par l'intermédiaire du petit massif dioritique de
Guéssèbové.
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Figure 1.6
Coupe interprétative normale aux structures géologiques de la boutonnière
fit; Kèdougou dans le secteur de Laminia -Sanaikounaa.
CAGS"; Complexe Amphibole- Gneiss de Sorfara, CVPM; Complexe Yolcano-
Plutonique de Mako, CPLS ; Complexe PLutonique Lité de Sandikounda, CPLK;
Complexe plutonique Laminia- Kaaurou . Ugende,{fig.15J.
Les relations géométriques entre les deux massifs s'expriment sous forme de
contacts magmatiques mous et en interdigitations. Ces relations magmatiques indiquent
une mise en place synchrone des deux massifs. Pour des raisons de pétrogénése nous
considérons la mise en place des termes du massif de Laminia comme légèreme'nt an-
térieurs à ceux plus évolués du massif de Kaourou.

---

. ESQUISSE GEOLOGIQUE
DU
SECTEUR LAMINIA-SANDIKOUNDA
Faille (visible sur le terrain ou d'après photo
Interprétation, mission 1984)
Mylonlte (blastomylonite) <tJiS-~ interpret~ .
couloir Léoba-Moussala
?
obs erve
Quartz (Q), Rhyodacite (Rd)
...,Champ de pegmatites
Ad Rhyodacite
20:50 MA (Bassot. VachetEl1984)
~ '1 Microgranite
Série de la Falém.
Complexe
Massif de
Monzogranite, adamellite à MFK
plutonique
Kaourou
Lamlnla-Kaourou
Unité acide UA (granodiorite - adamellite)
RbiSr.2195.MA
Massifde-
(Bassot et Vadlatte.
Laminia .
1984)
Unité basique US (cumulais de gabbro, diorite-tonalite)
Sr 1.0,701
Ensemble périphérique (diorite quartzlque. tonalite, trondh/émile)
CompleXe
plutonique lité de -
Sandlkounda
Ensemble intennédialre lité (gabbro, diorite rubanné)
RJlSr • Pb/Pb • 2260 MA
NdlSm ~ 2195 MA
Ensemble inférieur ultramafique-mafique
" '1 (péridotite.Clinopyroxénite, gabbronoritique)
Métadiorite, métatonalite
Complexe
volcano-plutonlque de
. Mako
b Complexe volcanique (lave massive, pillow-Iava, pyroclastits
a Complexe volcanosédimentaire (luf, schiste)
(CVPM SmINd • 2200 MA)
1
' .
Complexe amphiboIÔ-gneiss.(OrnPhibo li te s gneiss &orito-
de Sandikounda
tona liti q ':le 51
Rb/Sr i PblPb .. 2300 MA
'(
NB. les encadrés (feuf7Jes A,B.C) correspondent à une cartographie 'cJe détail à l'échelle 1/HJ.OOO
b

---

h~<.lUJ:S~l!; lj~ULUüH.lU.t!.
DU
~11'.r"'~Y_'~ ...... fT~J" _",. ""n'n-::(n:~ln"
o
••
e ._-'-.>.•..,--

---

Dans le secteur étudié. il n'existe pas de relations géométriques directes entre le
complexe de Mako servant d'encaissant aux granitoïdes et le complexe amphibole-
gneiss de Sonfara plus ancien que le complexe plutonique lité. Cependant le saut de
métamorphisme et de degré de déformation assez net, constaté entre les deux
complexes, nous a permis de supposer le complexe amphibole-gneiss, comme antérieur
à cel ui de Mako.
Ainsi nous retenons dans le secteur de Laminia-Sandikcunda (secteur nord c"
T
la série de Makc), en panant du plus ancien au plus récent, la chronologie relat'
suivante:
1. Complexe amphibolo-gneiss de Sonfarae
2. Complexe volcanoplutonique de Mako; ,
- 3. Complexe plutonique lité de Sandikoundar .
4. Massif de Laminia;
,
5. Massif de Kaourou

---

2. Les données de la Géochronologie
Les données géochronologiques présentées ci après ont fait l'objet d'une note
(Dia et al. sous presse), placée en annexe.
'
2.1.Procédu res analytiques
.
. La détermination des teneurs en Sm, Nd, Rb et Sr a été effectuée par dilution
Isotopique et les analyses ont été réali sées avec un spectromètre de masse V G 54 E
pour Sm-Nd et Sr , avec un M S 2 S
A.E.I pour Rb.
Complexes
Ec na ntl l r o n s]
loc alites
Cl a s si fic a 1i on
Remarques
8707
N . TonkOIOu
Amc~ibolile
Texture m ètarnorpruoue . Hbl .. Hb2 .. C~x
1
8708
1 N . Tonkoiou 1 Ame ,ibolile
Textu re mètarnorohioue. Hb1 ... Hb2 .. Cpx
, 8709
1 N . Tonkotou 1
Amt uboüte
Texture m èramorontoue. Hol .. Hb2 .. Cpx
1
8709bis
1 N . TonkOlou 1
Amc uootite
Texture mèlamorohique . Hb l .. Hb2 .. C~x
1
8675
1
N . Tonkotou 1
Amc viboüte
Text. rn ètarnor. Hb1 .. Hb2+Cpx ..Cumm ..An>30
12SA
N. Tonkotou
Gneiss Diorîlique Text. m ètarnor. Hb1 + Hb2+ C~x+F.alc+Opx ?
1258
N. Tonkoiou
G,eiss
Tex!. rn ètarnor . Hbl .. Hb2.. Cpx .. F.ale+O~x ?
1 14- 1
E. Sonlara
Tonc ,jèmÎles
Ouanz .. F. ale. .. An<20 ±BiolÎte
1 14 - 3
E. Son/ara
Tonc,ièmileS
Quartz. .. F. ale. .. An<20 +Biotile
~moh-Gneiss
124 A
N . Tonkotou
Tcoc iièmües
Quartz .. F. ale ... An<20 +Biotile
124 B
N. Tonkotou
TonC1lèmiles
Quartz .. F. ale. +An<20 ±Biotile
8712
N . Tonkoiou
Gneiss dioriliQue
Text. rnètarnor. Hbl + Hb2+ Cpx +F.alc+Opx ?
8713
N . Tonkolou Gneiss tonaf îtique Tex!. m ètarnor. Hb1 ... Hb2+ C~x..F.alc+Opx ?
8659
S .Gourouba
B~sa"e
Rétromorphose scnlsts vert
Act+ Ab ..Chl ..Otf!:?;
119A
N . Gourouba
8~sa\\1e
Rétromorphose scniste vert
Act ... Ab ..Ch/+O..Epi
Mako
119C
N. Gourouba
B~salle
Rélromor~hose schiste vert Act+ Ab.Chl..O. Epi
8612
SE. Kaourou
Basalte
Rélromorphose schiste vert
Act- Ab ..Ch(fO ..Ep i
8656
KonkOlou
Basalte
Rélromor[lhose schiste vert
ACI... Ab ..Cru-O ..ERi
8655
Konkotou
S<salte
Réuomorphose schiste vert
Act .. Ab eChl-O + EOI
8714
N . Sandikoundé Curnus! oaboro
RèlromorQhose téo ère
8715
N . Sandikound,
Diorite à Biotite
Rétromorphose légère
8716
E. Sonlara
Diorite iacnetée
Rèlromorphose léqère
C. Lité
8717
E. Sontara
Diorite àBio\\ile
Rètromorphose léqére
103F
N. Sandikoundd
T ron::Jhiémile
Rètromorphose légère
85 .249
E.Sandikounda DiorÎte Guéssèbovr
Rèlromorphose léqère
31
Sandikounda
Curnv al Gabbro
Rélromorphose léqère
1
33
Sandikounda
Cumu al Gabbro
Rètromorphose légère
86112
Goèssèoovè
D:)rÎte
Rèlromorphose técère
1
8662
SandiKounda
G~bbro
Rètromorphose léoère
Kaourou
C7.C41.C24.C26. C38 . C40 (CI. Bas501 et vs«
ene . 1984)
1
87L
, Laminia
t.eucocraoodiorite
Peu déformé
laminia
121 - 2
Larninia
GabbrclCumulal)
Peu dé/armé
172
Larninia
Gra~odiorite
Peu déformé
246·1
Laminia
Ad~·'TleUite
Peu dé/ormé
Tabl. 1.1.
Résumé des caractères pétrographiques el minéralogiques des échantillons de roches
du secteur de Laminia- Kaourou analyses en géochronologie.

---

If)
Le calcul des isochrones Rb/~ r a été fait en utilisant le programme Williamson
(1968) en affectant les rapports ~7Rb/86Sr et 87S r/86S r d'erreurs standard
(respectivement de 1,5 et 0,01 %); .a constante de désintégration est; À87Rb = 1,42
x10-llxan-1. Au cours des mesure , le standard NBS 987 a donné 87S r/86S r =
0,71023 + 0,00002. Les rapports 87,,/86 ont été normalisés pour 86/88 ~ 0,1194. Le
calcul des isochrones Sm-Nd a été e- écuré avec le même programme en affectant les
rappons l47Sm/144Nd et 143Nd/I~Nd d'erreurs standards respectivement de 0,5 el
0,01 %. Les rappons 143Nd/144Nd cnt été normalisés pour 146Nd/144Nd ~ 0,7219.
La constante de désintégration À147 Sm = 0,654 x lO-llxan-l. Au cours des mesures,
le Standard de la Jollar a donné 143 !,jJI44 Nd ~ 0,511855 +0,000007.
Les plombs pour la scectrométrie de masse ont été séparés à partir
d'échantillons de roches torales.suivan la méthode conventionnelle el déposés sur sim-
ple filament rhénium en présence c acide phosphorique el silicagel. L'analyse iso-
topique a été effectuée Sur spectrornèt-e de masse CAMECA TSN 206.
Les rapports isotopiques ont été normalisés par rapport au standard NBS.981.
Au cours des mesures, les blancs ont été inférieurs à 5 ng.
Le tableau'l.l . donne un résumé bref des caractères pétrographiques des
échantillons analysés
2.2. Résultats
Outre la représentation traditio-nelle de l'isochrone, il est utile d'estimer le temps
pendant lequel la roche et son précurseur ont séjourné dans la croûte (temps de rési-
dence crustale ou "âge modèle"). S: le précurseur magmatique (basaltes. andésites,
roches plutoniques •... ) a été extrait lu manteau ordinaire ou "appauvri" peu de temps
avant la formation de la roche cor. sidérée, l'âge de résidence crustale (âge modéle
TDM) et l'âge de formation (âge iscchrone) seront proches; si. par contre, un magma
résulte de la remobilisation de rocks crustales anciennes, l'âge de résidence crustale
sera significativement plus vieux ql:: l'âge de mise en place. Les âges modèles TDM
définis par rapport au manteau appe.rvri (DM) sont calculés pour les résultats Sm/Nd
par la formule suivante:
-
(I43Nd !l44Nd)
. (t43Nd 1144Nd )
l
1
-,
DM
éenant 1
~ --'-- X 1 ( 147Sm !l44Nd)
- (147S m 1t44Nd)
J
À147Sm
DM
écham
où À147Sm est la constante de décroissance radioactive du l47S m; elle est estimée à
0,654 x 10. 11x an- I
(143Nd II44Nd)DM (143Nd/144!,j du manteau appauvri) ~ 0,513114
(147S m 1144Nd)DM 147S m 1144!'j du manteau appauvri) ~ 0,222
Les différents complexes magmatiques et métamorphiques définis dans le
secteur de Laminia-SandiKounda seront présentés dans l'ordre chronologique du plus

---

ancien au plus récent La chronologie est établie d'aprés la conjugaison des critères de
terrain suivants: rapports géométriques, phases apparentes de déformation et de méta-
morphisme.
2.2.l.Le Complexe Amphibole-Gneiss en panneaux dans le com-
plexe plutonique lité
- Par la méthode Rb/Sr, les échantillons d'amphibolites et de gneiss 8707,
8708,8709 et 9 bis, 8711 permettent de construire une isochrone Rb/Sr correspondant
à un âge de 2128 ± 47 Ma (rapport 87S r/86S r initial = 0,70149 ±).
.
- Traités avec la méthode Sm-Nd, les échantillons fournissent une isochrone
(fig.1.7a), indiquant un âge de 2157 ± 67 Ma, un rapport 143Nd/14 4Nd initial
de 0,51002 ± et un MSWD de 0,087. Les âges modèles Sm-Nd (TOM = 2,14 ± 1
Ga) sont indistinguables de l'âge isochrone.
- Les mêmes échantillons auxquels s'ajoutent 8675,125 A et 125 B, permettent
dans le diagramme 207Pb/204Pb en jonction de 206pbtl04Pb d'obtenir une isochrone
(fig.J.7b) avec un âge de 2253 ± 155 Ma (~1= 7,7).
- Les échantillons 1[4-1, 114-3, 124 A et 124B)correspondam à des filonnets
leucocrates.représentent des différenciats rrondhjémitiques du complexe lité dans les
faciès migmatiriques. Us s'alignent en utilisant la méthode Pb/Pb, suivant une droite de
référence à valeur d'isochrone "statistiquement vraie" (fig.1.7c) qui correspond à un
âge de 2298 ± 261 Ma Ü.lI=7,79). Si l'on y associe les échantillons 8712 et 8713
identiques pétrographiquement, mais provenant d'un autre panneau du complexe, on
obtient une droite de référence qui, statistiquement n'est pas une isochrone et qui sug-
gère un âge de 2179 ± 323 Ma (~1= 7,73).
2.: 2.2. Le Complexe Volcano-Plutonique de Mako
,
Le~ mesures S,!,,~Nd effectuées par W. Abouchamy (thése en cours), sur les
métavolcanites de la séne de Mako on: donné une isochrone indistinguable de celle des
amphibole-gneiss avec un âge de 2197±130 Ma et un rapport initial143Nd/144Nd
de 0,509939 ±..... Les âges ainsi obtenus sur isochrone (fig.1.8a) ne diffèrent pas
des âges modèles calculés (2,1- 2,2 Ga ).
Les compositions isolopi1ues du Plomb des roches de Mako ontlerrnis la
construction dans le diagramme
07Pb/204Pb en fonction de 206Pb/2 0 Pb d'une
isochrone correspondant à un âge de 2195 ±113 Ma avec un ~1 =7,89 (fig.1.8b).
Cet âge est conforme à celui obtenu avec la méthode Sm/Nd.

---

18
81~,/8~$'
- O,TIO
2128 -± 47 Ma
= 0,70149
0,'00
o.10oL__~~_ _~_~~_~~~
_ _~_~-
c
','
," ... .. . t ......
/
"".'h.
/""
---~ _'0\\1 ~.•
r
--~I4JNd/-l44l\\'d --jnttirl--- - .ç:.--.-;:,
/
<le 0,51002
/ " ' " .".
<J, .11
TDM =2,14 ± 1 Ga:
Complexe Amphibc\\l)·Gnclss
225.3 :t 155 Ma (111= 7,7)
125
75 '~B
12"' .....
U..8214
14
17
r----~-----,Fjgure1.7 :-~--~~---------j
sochrones des roches du Complexe Amphibolo-Gneiss de Son/ara:
, Isochrone Rb/Sr, b) Isochrone Sm/Nd. c) Diagramme '207ph/204Ph
en fonction de 206Pbi204Pb

---

0,5
·V"lc:lno-[>luloniqu~ de M3.l.:o
Co:nplc>.:c
55
.0
2l97±IJO Ma
lJ.
l4JNd/144Nd initial 0,509939 ±: 0.000152
"0
0.51
56
o,sn
0,5105
051
,509939
0,02
0.06
0,1
0,14
0,2
Figure l.Ba
Isochrone Sm /Nd sur roches totales du complexe volcanop[utonique de Mako
1
2195 ±ll3 Ma
,~
"
rs
'"
"
"
Figure l.8b
Diagramme 207pb 1 204pb en/onction de 206Pb r204Pb : isochrone Pb sur
roches totales du complexe de Mako

---

2r
El7Sr/e7Sr
2254 + 30 Ma
q71
87S r/86S r initial de O,70IJ2 ± 0,00006
8715
87249
8717
"
8662
0,70132
87RblBGS
oL--__
0",
-t-__
1
D,OS
0,'
0,15
O.'
143Nd/\\44Nd
.>
2193 ± 200 Ma
A 8524
0,512
143Nd/144Nd initial de 0,510003
8714
/
8S 249 4",A.i'S717
,
/.6:8715
... 8716
0,511
TDM (2,10 à 2.15 Ga)
0,510o
ooe
Complexe Plu Ionique Lité (Je Sandikounda
22Sij ±129 Ma avec J.11 = 7,l
•17
12
_1~
Figure. 1.9
18
11
Isochrones des roches du complexe plutonique litt' de Sandikounda
a) Isochrone Rb/Sr, b) Isochrone Sm/Nd, c)
Diagramme 207Pb!204Pb
en/onction de 206ph/204Ph

---

21
.....~.
0, T30
2189 ± 23 Ma
87S r/&6S r initial de 0,70202 ± 0 , 0 0 /
e
",,"
0, no
/
Il
c
0,710
Il
/
0,70202
0,75
O,700L.
. i
..L
--'.
87Rb/!l6 Sr
,
-'_~~~
Figure LlO
Isochrone Rb/Sr des roches
granitiques du Massif de. Kaourou (Complexe
Plutonique de Laminia-Kaowou).
2133 ± 6G Ma
87Sr/~r,Sr initial de Il,70"173/
0,710
/ 0 1 2 1
&172
246
87 Rb/86 Sr
1
0,85
0,5C
,-/
Figure 1.1I
Isochrone Rb/Sr des roches granitiques du Massifde Laminia Complexe Plutonique
de Laminia- Kaourou

---

2. 2.3.
Le Complexe Plutonique Lité de Sundikounda
.. Les échantillons 8714, 8715, 8716,8717,8624,103 F et 85.249 donnent,
par la méthode Sm 'Nd, un âge de 2193 ± 200 Ma avec un rapport 143Nd/ 144N d'
initial de 0,510003 ±..... Les âges modèles TOM sont d'à peu près 2,10 à 2,15
Ga donc pas fondamentalement différents de l'âge isochrone (fig.I.9a).
- Les mêmes échantillons ont été étudiés sauf 85.249 dans le diagramme
207Pb/204Pb en fonction de 207Pb1204Pb. L'isochrone obtenue indique un âge de
2250 ±129 Ma avec 111 = 7,1 (ftg.1.9b).
- Les mêmes échantillons complétés par 31,33,86112 et 8662 permettent de
construire une isochrone Rb/Sr correspon-dant à un âge de 2254 + 30 Ma avec un
rapport 87S r/86S r initial de 0,70132 ± 0,00006 (fig.1.9c).
2.2.4. Le I\\tassif de Kaour ou
Les premieres datations effectuées sur ce massif Ont été réalisées par Bassor et
Caen-Vachette (1984). Elles donnent un âge à l'isochrone Rb/Sr de 2197 ± 68 Ma
avec un rapport 87S r/86S r initial de 0,70167 ± 0,00036. Parmi les échan-
tillons qui avaient servi à faire les mesures de ce dernier article, nous avons sélectionné
ceux qui correspondaient au massif de Kaourou tel qu'il est défini par Dia et al. (1987).
Ces échantillons C7, 24, 26, 27. 38. 40, 41, permettent de construire une isochrone
Rb/Sr correspondant à un âcre de 2189 ± 23 Ma avec un MSWD de ....
(fig,1.10) et un rapport 87S ri86S r initial de 0,70202 ± 0,00017. Ces résul-
tats ne diffèrent pas de façon significative de ceux obtenus en 1984 par Basset et Va~
chene. Cet âge obtenu avec une bonne précision correspond très probablement à la
mise en place du complexe plutonique de Laminia-Kaourou.
2.2.5. Le Massif de Laminia
__
J
Les points représentatifs des échantillons 87L, 121-2, 172,246-1 provenant
de ce massif, s'alignent sur une isochrone Rb/Sr (fig.L'l l ), qui indique un âge de
2133 ± 60 Ma, avec un rapport 87Sr/86Sr initial de 0,70173 j ce qui semble
suggérer que le complexe de Laminia serait plus tardif que celui de Kaourou.
3.
Discussion
Nous allons maintenant confronter les résultats géochronologiques avec la
chronologie relative définie plus haut.
Les âges radiométriques obtenus et leurs marges d'erreur som résumés dans Je
tableau 1.2 et représentés de façon synthétique dans la figure 1.12. De ces données
ressortent les observations suivantes:
L Les âges obtenus montrent un regroupement remarquable autour d'environ
2130 el 2200 Ma, à l'exception de ceux. du complexe plutonique lité obtenus par les
méthodes Pb-Pb et Rb-Sr, qui se situent entre environ 2200 et 2450 Ma ;
2. Les âges modéles Sm-Nd calculés sont en bonne concordance avec les
âges isochrones;

---

23
Comparaison des Ages Radiométriques
dans le Secteur de Laminia-Sandikounda
·
·
Granite i-aminia Rb-Sr
0--+---<1::1
1 :·
Granite
·
Kaourou Rb-Sr
·[1
Complexe p,tutonique Lité Pb-Pb
·
1-----;--,----<c>--------<
Complexe ~Iutonique Lité Rb-Sr
•·
Complexe Plutonique Lité Sm-Nd
·
I--------;,----------<D>+-'- - - - - - - - - - - <
Mako PIj-Pb
··Cl,
Mako Sro-Nd
·
>--.;-----<cii---------<
Amphiljolo-Gneiss Pb-Pb
l--------+----lc>----------<
·•
AmphibOio-GneiSS Rb-Sr
·
.
·
:
1 ·: Cl
:
·
·
·
Amphibolo-Gneiss Sm-Nd
·
·
.
1 J
1::1
i .
·
.
·
:····
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
Age (Ma)
Figure 1.12
Comparaison des Ages Radiomëtriques dans le secteur de Laminia-Sandilwunda

---

3. Certains résultats géochronologiques sont en "net conflit avec la chronologie
relative. En particulier nous notons l'antériorité app~ente du complexe plutonique lue
par rapport au reste, ce que ne reflétent pas les donnees de terrain.
CAGS
CVPM
CPLS
KAOUROU LAMINIA
Aces Ma)
2157
2197
2193
-
-
Sm~Nd
Erreurs
67
130
200
-
-
TDM Gal
2.14
2.2
.10-2.1
.
-
PblP b
Aoes(Ma)
2253
2195
2250
-
-
Erreurs
155
1 1 3
129
-
-
Aaes(Mal
2128
-
2254
2197
2133
Rb/S r
Erreurs
47
-
30
68
60
1
.
Tableau
1.2. Récapitulation des Ages Radiométriques obtenus dans le secteur de
Lamtrua -Sandikaunda .
Deux interprétations peuvent être évoquées:
1) l'âge le plus ancien (2250 Ma) qui est donné par les isochrones Pb-Pb et
Rb-Sr sur la série litée représenterait un âge de mise en place et les autres âges, plus
jeunes (2130-2200), des âges de
rééquilibr atio n, suite aux événements
thermotectoniques qui ont affecté certains complexes. En effet la mobiliré de certains
éléments durant ces évènements postmagmatiques aurait pu modifier les équilibres
isotopiques et masquer ainsi les évènements précoces.
2) l'intervalle 2130-2200 Ma recouvre les âges de mise en place de l'ensemble
des complexes magmatiques (amphibolites, Mako, complexe lité, Laminia-Kaourou) et
leur métamorphisme; mais que les âges Pb-Pb et Rb-Sr sur le complexe lité plus an-
ciens résulteraient plutôt d'une hétérogénéité isotopique initiale ou de l'ouverture des
systèmes radiométriques correspondant.
La première hypothèse est peu vraisemblable pour les raisons suivantes:
- Un évènement thermotectoniqne tardif (remobilisation anatectique, métamor-
phisme dynamique) situé vers 2100 Ma pourrait difficilement rajeunir les âges Rb-Sr
et Pb-Pb des amphibolites en panneaux sans affecter ceux du complexe lité qui les con-
tient;
- L'étalement des points de l'isochrone Pb-Pb de la série de Mako est trop im-
portant pour pouvoir résulter d'un fractionnement d'origine magmatique du rapport
UlPb~ car U et Pb sont tous deux des éléments fortement incompatibles. Ils ne peuvent
donc être fractionnés par la différenciation magmatique. Quant au fractionnement par
différents taux de fusion partielle, il diminue très vite lorsque le taux de fusion aug-
mente. Les tholéiites de Mako correspondent manifestement à un taux de fusion élevé,

---

25
'e processus peut donc être écarté. Le mécanisme le plus couranunent admis est une re-
listribution des teneurs en plomb (Dupré et al., 1984) ou, comme dans ce cas-ci, en
iranium, très mobile, lors des phénomènes hydrothermaux qui accompagnent et
.uivent la mise en place des laves. Nous admettrons que l'intervalle de temps entre mise
'n place et hydrothennalisme est très faible par rapport à l'âge de ces roches et donc,
lue l'isochrone reflète l'âge réel de ces volcanites;
-Le systéme Sm-Nd est très peu sensible à l'altération et au métamorphisme
contrairement aux systérnes Pb-Pb et Rb-Sr car les Terres Rares sont bien moins mo-
ailes que Rb, Sr et U. Ainsi si les âges Pb-Pb et Rb-Sr ont pu être modifiés par les
ivénements postmagmauques, ceux obtenus par la méthode Sm-Nd sont demeurés sta-
iles. La convergence des âges isochrones Sm-Nd dans l'intervalle 2130-2200 Ma est
îonc probablement significative.
-Les âges modèles significatifs (c'est à dire correspondant aux rapports
L47Sm/I44Nd très différents de la valeur de 0.222 prise pour le manteau appauvri) et
.es âges isochrones sont identiques aux erreurs près; comme les âges modèles (2.1-2.2
3a) représentent un âge maximum d'extraction du manteau, un âge de mise en place
bien plus vieux serait peu improbable;
-Les relations géométriques entre les différents complexes magmatiques,
quand elles sont visibles, sont toujours de type magmatique "mou", suggérant un
intervalle de temps très bref pour la mise en place des différents types de roches. Si
nous considérons
le cas des massifs de Laminia et de Kaourou, les données
gèochronologiques ètablissern I'arnërioriré du massif de Kaourou par rapport à celui de
Laminia.Il est tout aussi vrai que le caractère "plus déformé "tanribué aux granitoïdes
fu massif de Kaourou par rapport à ceux du massif de Laminia trés peu déformé,
pourraitJà priori, suggérer l'antériorité des faciès de Kaourou .Les données de terrain
montrent cependant que ces deux massifs sont spatialement liés et leurs relations
géométriques ambigues: il y a convergence de faciès dans les zones de contact.De plus
[lOUS insisterons sur le fait que le degré de déformation observé à l'échelle du massif
est très hétèrogène et se réduit à des panneaux de cisaillement bien localisés _Il importe
jonc de prendre ce résultat géochronologique avec une certaine circonspection, si l'on
tient compte des marges d'erreurs enregistrées et des arguments de terrain, auquels
viennent s'ajouter ceux de la géochimie et de la pétrogenèse, qui sont plus ou moins en
faveur d'une mise en place synchrone.
Quelques mesures d'âge sur amphibole extraite des métavolcanites de la série
de Mako (basalte de Konkorouj.obtenues par Bassot (comm. in litéris ), ont donné un
âge de 1698 ± 47 Ma. Cet âge correspond probablement à celui du refroidissement du
bâti birimien. L'absence de mesures récentes d'âge sur minéraux (biotites, mus-
covites...), capables de caler les remobilisations magmatiques, diminue ainsi fortement
la précision sur l'interprétation des âges mesurés.
4. Conclusion
Les données géochronologiques suggèrent fortement que l'essentiel de
l'évolution magmatique de cette partie nord de la boutonnière de Kédougou s'est faite
entre environ 2100 et 2200 Ma.Cene évolution s'est poursuivie ensuite
par une
succession d'événements brefs à 1950 MA jusqu'àu refroidissement du bâti birimien
(vers 1700 Ma). Quant à la mise en place du 'protholite du Complexe Amphibole-Gneiss
dont la signification génétique sera discutée dans la troisième partie du mémoire, elle
semble se situer aussi dans la même fourchette d'âges mais relativement précoce par
rapport à l'édification de la série de Mako. Cependant, de par les limitations propres des
méthodes de datation utilisées, les analyses n'ont pas permis de confirmer ni d'infirmer
la chronologie relative bien établie d'après les relations gé0!Uétriqt.:es, les degrés de

---

2h
ul...llJr.:1aÜon et de l>ll..-l<l.luULpllisme entre les uutcrcrus complexes. Les arguments de
terrai- indiquent des événements magmatiques étagés, circonscrits dans un laps lie
temps assez coun, probablement entre 2100 er 2200 Ma, qui ont abouti à la mise en
place du complexe volcanoplutonique de Mako et des granitoïdes associés. Si nQUS
comparons eet intervalle de temps aux âges environ 1975 Ma et environ 2100 Ma obte-
nus respectivement par Basset et Vachette (1984) sur le granite de Saraya par méthode
Rb/Sr sur roches totales, et par Boher (comm. in llueris) sur les Zircons détritiques des
grès c:: Loulo de la série de la Daléma par méthode Nd/Sm, il semble indiquer une mise
en pla.ce précoce de la série de Mako par rapport à la série de la Daléma ; il confirme
aussi .c caractère polyphasé du Protérozoïque inférieur sénégalais proposé par Basset er
Vache.te en 1984.
Les données géochronologiq ues obtenues ne nous permettent pas pour l'instant
d'être affirmatifs: cependant tout semble indiquer que la présence de l'Archéen souvent
soupçonnée dans la boutonnière de Kédougou du fait de sa position particulière entre
deux domaines archéens est à écarter pour l'instant. Cependant l'édification de la bou-
tooniè.e a du commencer dés l'aube du Protérozoïque inférieur.
A l'échelle du Birimien de l'Afrique de l'Ouest les fourchettes d'âges obtenues
sont assez significatives: les âges les plus représentatifs obtenus dans la plupan des
previt.ces birimiennes (Burkina Faso. Gbana, Côte d'Ivoire. Sénégal) se situent entre
2100 et 2200 Ma; ceci semble indiquer l'édification à l'échelle de l'Ouest africain en
l'espace d'un temps

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27
2éme
PARTIE
COMPLEXE VOLCANOPLUTONIQUE DE
MAKO
• PETROGRAPHIE
• METAMORPHISME
- GEOCHIMIE
- PETROGENESE
-IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES

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---

29
CHAPITRE 1
PRESENTATION GENERALE
1- INTRODUCTION
La série de Mako a été mise en évidence par Bassot (1963) et Witschard (1965).
Elle est localisé dans la boutonnière de Kédougou située à l'Est du Sénégal. Elle forme une
bande allongée en gros NE-SW (fig.2.I). La série de Mako dans son ensemble, a fait l'objet de
nombreux travaux de cartographie et de prospections minières et d'un début de caractérisation
pétrographique et géochimique (éléments majeurs et traces) (Basset, 1963, 1969 et 1987 ;
Witschard, 1965 ; Debat et al., 1982 ; Dia, 1985 ; Ngom, 1985; Dioh, 1986; Deschamps et
al., 1986;DiaetRocci,1986;Diaetal., 1987).
Comme nous l'avons déjà précisé dans la première partie (introduction) du mémoire, nous
rappelons que le secteur étudié ne constitue qu'une partie de la série de Mako telle qu'elle a été
définie par Bassor en 1963. Cette étude est consacrée au secteur de Laminia-Sandikounda qui
s'étend du Nord au sud de Konkorou à Massakounda.
1· Synthèse
des travaux antérieurs
Nous exposons ici les principaux résultats des différents travaux réalisés dans le
secteur étudié et dans le reste de la série de Mako.
1.1 Chronostraligraphie
La série de Mako, serait constituée d'une séquence composite volcanoplutonique et
volcanosédimentaire pouvant atteindre à la latitude de Sabodala une puissance de plus de
10.000 métres (Korj et Efimov, 1975). Elle est formée comme dans La plupart des autres
provinces birimiennes de l'Afrique de l'Ouest, de deux types distincts d'associations:
- Ulf elU.,lIhle ,olcanosidimentaire: de type schisto-pélitique
à grauwackeux
évoluant vers un pôle carbonaté. La présence de niveaux calcaires dans la série de Mako a été
signalée par Bassot en 1963 ifeuille de Dalofi, 11200.(00) et précisée dans le secteur de
SabodaIa par Ngom en 1985. Les niveaux calcaires dans la série de Mako sont très localisés et
de puissance très réduite, contrairement aux nombreux et puissants bancs de calcaires observés

---

30
dans les séries du Dialé et de la Daléma situées au SE de Mako. La présence des calcaires dans
le Protérozoique Inférieur de la boutonnière de Kédougou, accentue :;;)11 originalité par rapport
aux autres provinces birimiennes de l'Afrique de l'Ouest;
- Ln ensemble volcanique: formé d'importantes piles de laves massives, de pillow-
lavas et de laves en spinifex. Ce volcanisme essentiellement basique dans la partie nord de la
série de Mako (secteur étudié) est associé par endroits dans la partie sud de la série à des
épisodes de pyroclasutes et de laves andésitiques.
Ces séquences de roches volcanosédimentaires et métavo1caniques sont souvent
associées dans la série de Malo à des sills et dykes ultrarnafique-mafiques et intermédiaires
(péridotites, gabbros et diorites). L'ensemble métaplutonique recoupant ces séquences est
intégré dam la série de Mako, par la plupan des auteurs, comme étant les équivalents intrusifs
des termes effusifs. Les résultats que nous avons obtenus dans le secteur étudié, démontrent
qu'il serait plutôt, au moins en partie contemporain du complexe plutonique lité défini dans le
secteur de Sandikounda (Dia et Rocci, 1986 ; Dia et al., 1987).
Ure coupe grossièrement nord-Sud dans la série de Mako permet de constater dans la
partie sud une prédominance des formations volcanosédimentaires, sédimentaires sur les
volcanopluronites. Cette géodynamique se poursuit au Nord vers Souroundou, Soréto,
Nyéniéko et à l'Ouest d'une ligne Massakounda- Yélimalo-Laminia, les faciès de
plateforme deviennent rares et disparaissent complétement dans le secteur étudié. Dans ce
secteur, la série de Mako est essentiellement constituée d'un complexe métavolcanoplutonique
basique à intermédiaire de laves, de pyroclastites et d'hypovolcanites.
Les relatîons géométriques et structurales entre les termes de l'ensemble
volcanosédimcntairc et ceux
de
l'ensemble
volcanique
s'expriment en
terme
d'intcrstratifications. De telles relations sont actuellement bien démontrées dans d'autres
provinces de l'Afrique de l'Ouest (Ghana, Côte d'Ivoire. Burkina Faso).Ainsi les concepts de
chronostrarigraphie de jadis "Birimien inférieur (lower Birimian) et Birimien supérieur (Upper
Birimian), ne sont plus justifiés.
1.2· Evolulion de la sérte de Mako
Le5 différents résultats obtenus sur la caractérisation géochimique de ce volcanisme et
l'évolution de la série de Mako, par les travaux de Bassot (1963) et confirmés par les travaux
plus récents, permettaient de concevoir l'évolution de la série de la façon suivante:
-u. volcanisme de t,pt Mmodal et à âomtnante basique dans le secteur
correspondant à la partie nord-ouest de la série. Ce volcanisme est caractérisé par des émissions
sous-marin-es de laves basiques plus rarement intermédiaires et exceptionnellement acides. Les
données géochlmiques rapprochent ces laves, des tholéiites océaniques à affinité proche des
MORBs actuels. Ce volcanisme basique présenterait par endroit un caractère de komatiites
(Ngom, 1915) ou de basaltes komatiitiques (Dia, 1987).

---

31
-Des ;".isSÎ,on., de la ries à do"dll411le andésilique,
accompagnées d'abondantes
brèches volcaniques SUT la bordure sud-est de la série. Cette dynamique est suivie de la
formation accélérée de ûysch, de grauwackes et de conglomérats. Elle correspondrait d'après
Bassot (1963) à un début de formation de cordillères et de flysch dans ce secteur.
Si les expressions du volcanisme calcoalcalin sont rares dans cette cette partie nord
de la série de Mako, elles sont plutôt fréquentes sur la bordure sud-est et sont à certains
endroits prédominantes (Bouroumbourou, Tomborokoto, Bantata etc .... ).
Rappelons que Bassor (1963), à une époque fortement influencée par les concepts
sur les géosynclinaux développés par J. Aubouin, interprétait la partie de la série de Mako
correspondant au volcanisme basique, comme liée à une mise en place dans un eugéosynclinal.
L'édification de l'eugéosynclinal serait suivie par l'apparition des cordillères andésitiques. Plus
récemment, dans une étude comparative avec les sillons de Yalogo et de Bouroum du Burkina
faso, Deschamps et al.(1986) évoquaient pour le contexte paléogéodynamique de Mako, le
modèle de tectonique de plaque de Krôner (1982; 1984) caractérisé dans le le cas de la série de
Mako, par un phénomène rifting.
1.3- Transformations métamorphiqu~s
Debat et al. (1982) avaient remis en question le caractère métamorphique des roches de
la série de Mako. Les travaux actuels vont plutôt dans le sens de l'existence d'un
métamorphisme régional de degré schiste vert, déjà annoncé par Bassot (1963), ou de degré
amphibolite à épidote au contact des masses plutoniques intrusives (Dia et Rocci, 1986). Ces
transformations métamorphiques et hydrothennales ont fortement oblitéré les structures
originelles des roches et les phases primaires sont totalement remplacées ou ne subsistent qu'à
l'état de reliques. Ces différentes modifications peuvent être à l'origine de la mobilité de
certains éléments chimiques, rendant ainsi discutables certains résultats de caractérisation,
obtenus par le biais des diagrammes usuels de discrimination.
1,4 Relations avec 1~5 autres formations géologiques et évolution structurale et
teetenfque,
Dans le secteur de la série de Mako. affleurent des complexes volcanosédimentaires
et volcanoplutoniques et un ensemble de granitoïdes. Les complexes volcanosédimentaires et
volcanoplutoniques constituent les formations de la sérieCd~ Mako, tandis que les granitoïdes
intrusifs dans la série de Mako formeraient les termes du batholite de Kakadian (Basset, 1963;
Witschard, 1965).
Les rapports géométriques et structuraux entre les termes de la série de Mako et
ceux des complexes plutoniques (complexe plutonique lité et complexe plutonique
granodioritique) sont assez bien définis et s'expriment sous forme d'intrusions dans la série de
Mako.

---

32
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s...... aD.lbini",ica iOCOII"" dl, placc, pou' lue ~p'&eIl1.i p.t les lIa1elO de ",i.crall,ui", cl de
,.nile da «loci,,"'''.... de 1. ponie ;"Ilric"'" du Ry",h.
Figure 2.1. Schémas interprétatifs de l'é'l"!'llioT'l ~'<()logiQlle de 1"boutonniére se Kédougou:
a) d'aprés Basset (1963); b) d'eprés Milési el aI.(I986).

---

33
Les rapports chronologiques et structuraux entre ce complexe de Mako et ceux de la
Daléma et du Dialé, "ne sont pas définitivement établis et sont sujets aux controverses. La
figure.2.la.résume les interprétations de J Y.Bassat en 1963 pour l'évolution du Protérozoïque
Inférieur de la boutonnière de Kédougou. Pour cet auteur. après comblement de
l'eugéosynclinal par les émissions sous-marines de laves basiques, se déposait plus à l'Est
dans le domaine miogéosynclinal correspondant à la partie inférieure des séries du Dialé et du
Daléma, une sédimentation de plateforme. Cene sédimentation caractérisée par de nombreuses
imercallations calcaires serait suivie d'abondantes volcanites intermédiaires et acides. Après
l'apparition des cordillères andésitiques dans la partie est de la série de Mako.J'ensemble des
séries était marqué dans cene partie orientale de la boutonnière par un important développement
de flysch et conglomérats à galets de granite et de microgranite.
Cerre conception de l'évolution du Birimien de la boutonnière de Kédougou ne
tenait plus compte du concept de Birimien inférieur sédimentaire et Birimien supérieur
volcanique développé par Junner (1935) au Ghana.
En 1984 de nouvelles données géochronologiques, amenaient Bassot et Vachette à
modifier légèrement cette conception. L'âge de 2195 MA enregistré sur le complexe
granodioritique de Laminia-Kaourou prouvait que la série de Mako et la partie inférieure des
séries du Dialé et du Daléma étaient antérieures à cet âge, alors que la partie supérieure de ces
deux dernières séries étaient postdatées par le granite de Saraya dont l'âge de mise en place est à
1970 MA (Basset, 1987).
Mais récemment. suite aux données de terrain obtenues sur la série de Mako dans
les secteurs de Sabodala (Sénégal) et Loulo (Mali), MiJesi et al (1986) semblent rattacher
l'ensemble volcanique du supergroupe de Mako (Bassot, 1987) à un ensemble Bl (fig.l.1b).
Cet ensemble B2 par ses caractères litho-tectoniques marqués par une seule phase de
déformation D2 serait postérieur à l'ensemble BI que constitue le supergroupe Dialé-Daléma.
L'ensemble Bise distinguerait en particulier par une évolution tectonique polyphasée,
matérialisée par l'existence d'une première phase de déformation Dl synmétamorphe, non
identifiée dans la série de Mako. Actuellement. les preuves de cette tectonique biphasée
affectant les formations du Dialé et de la Daléma ne semblent pas évidentes et s'observent
rarement sur le terrain Les seuls indices susceptibles de traduire une telle tectonique seraient
localisés sunout dans les calcaires du Dialé (1. M. Bertrand. comm. orale).
A l'heure actuelle aucune étude structurale détaillée n'a été effectuée sur les
formations géologiques de la série de Mako. Ainsi il n'existe que des indications très
fragmentaires pour permettre de comprendre l'évolution structurale de la série.

---

34
2. objectifs
Les problèmes évoqués ci-dessus, montrent les nombreux points à élucider pour
aboutir à une meilleure connaissance des caractères et significations des complexes
magmatiques et métamorphiques de la boutonnière de Kédougou au cours du Protérozoique
inférieur.
Nous nous proposons dans cette partie du mémoire consacrée à la caractérisation de
l'évolution de la série de Mako, dans le secteur de Sandikounda-Laminia, d'insister sur les
points suivants:
- Préciser l'évolution chronostrarigraphique de l'ensemble vokanoplutonique, qui
rappelons le, ne constitue qu'une panie des formations du Complexe de Mako en plus des
formations volcanosédimentaires. En effet, différentes formations gabbroïques étaient
rattachées à ce complexe (Bassot, 1963; Milesi, 1978; Debat er al., 1982, 1984; Ngom, 1985;
Dioh, 1986). Mais depuis la mise en évidence d'un ensemble de gabbro-diorites lités (Dia et
Rocci, 1986; Dia et aJ .• 1987), intrusifs dans la série de Mako (âéme partie). il s'est avéré
nécessaire de revoir cette attribution. L'établissement de la chronostratigraphie, en plus
d'arguments pétrographiques et de terrains, s'appuyera aussi sur l'évolution des conditions
métamorphiques.
- Approfondir la caractérisation géochimique et la pétrogenèse des différents
ensembles du complexe. En effet, l'application de nouvelles approches géochimiques (Terres
Rares et isotopes : Pb/Pb, Rb/Sr et Nd/Sm) en plus des outils géochimiques
classiques, permet une meilleure caractérisation de l'évolution géochimique et pétrogénétique;
- Proposer un modèle d'évolution géodynamique. Les données géochimiques
obtenues par géochimie fine permettent de mieux cerner les processus magmatiques et
l'environnement paléogéodynamique.
Les résultats seront comparès à ceux obtenus dans les autres secteurs de la série de
Malo et à ceux des autres provinces du Birimien de l'Afrique de l'Ouest
Les travaux de thèse en cours dans la série de Malo et les résultats attendus du
projet transatlantique 2000 (T2CK>O) focalisé sur la partie sud-ouest du craton de l'Ouest-
africain, apporteront probablement d'autres précisions.
]J -
CHRONOSTRATIGRAPHIE
(fig1.1)
Le complexe métavolcanoplutonique compone un ensemble volcanique constitué de
métalaves basaltiques très peu différenciées et de coulées pyroclastiques. Les formations
pyroclastiques sont très peu représentées et se réduisent à de rares passées interstratifiées entre
les coulées de laves massives.

---

35
Les métavolcanites sont étroitement associées à des métapluronites en dykes et sills
de métadiorites et métatonalites, différentes des diorites du complexe lité auxquelles elles som
associées.
LlTIlOLOGIE
PETROGRAPHI!
ENSft.lBLES
GROUPES
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Figure2.2: Logs chronostratigraphiques synthétiques du complexe volcanoplutœique de
Mako ( CVPM) et des complexes plutoniques lités (CPLS) .
1. Les formations métevolcantques
1.1. Caractères généraux
Les métavolcanites constituent dans le secteur étudié l'essëiitiel des formations
attribuées au complexe volcanoplutonique de Mako. Les laves représentent plus de 90% de
l'ensemble volcanique. Elles forment de grands panneaux plurikilométriques: panneau de
Konkotou pincé entre les complexes de Sandikounda et de Laminia, panneaux de Léoba et de
Massakounda- Kodadian situés dans la partie orientale du secteur. Les métabasaltes sont soit en
coulées massives présentant par endroits une texture de trempe de type "spinifex", soit en
pillow-lavas.

---

36
Dans la figure 2.4, nous distinguons dans la séquence volcanoplutonique de Mako
à la latitude du secteur de Sandikounda par leurs structures et leur position, quarre groupes
principaux de laves avec de bas en haut:
les laves massives ;
les laves en "spinifex";
les laves en pillow ;
les pyroclastites.
Les relations géométriques entre les différents types de coulées ne sont pas toujours
faciles à définir. Cependant, dans la plupart des piles volcaniques. les laves en pillow sont le
plus souvent localisées au sommet des collines et au dessus de laves plus massives.
A. Les laves massives
A.l. Localisation et dlKriptioD
Ce groupe de laves est Je plus étendu et constitue de grandes masses compactes et
homogènes souvent interstratifiées avec des coulées de pillow-lavas et/ou de pyroclastites. La
roche est de teinte vert foncé à noir, à cristallisation très fine aphanitique. On observe par
endroits de rares plages plus grenues à structure gabbroïque, par exemple dans les collines au
NW de Gourouba et au SW de l'ancien village de Konkotou. Les corps de laves bien que
massifs et compacts présentent parfois un clivage schisteux dont les directions des plans de
schistosité oscillent entre Nl60 et mo.
A.2. Descriptions pétrotraphiques
L'analyse microscopique indique une texture primaire de type "plumose" (Lofgren,
1974). La para genèse initiale est presque totalement remplacée par une de basse température
(DT) à actinote + albite + sértclte + chlorite + quartz + Ieucoxéne, souvent associée 111 des
concentrations de sulfures (pyrite ct chalcopyrite) et d'épidote. Cette texture primaire est
parfois décelable avec de rares microphénocristaux de plagioclases de 200 à 400 microns. Les
plagioclases sont moins albitiques et de type andésine. Ils sont associés à des filaments
d'actinote en disposition plus ou moins orientée.
Les plages plus grenues sont à texture porphyrique franchement doléritique mieux
conservée. Cette texture est marquée par des lattes de plagioclase légèrement albitisé et
saussuritisé. La mésostase renferme des microlites de plagioclase, de filaments d'actinote, de la
chlorite, des granules d'épidote, de quartz, d'opaques et de pyrite.
Les laves ont généralement une texture très peu foliée avec recristallisarion sur place
d'albite, d'actinote, de quartz et probablement d'épidote. Cependant, au contact des grandes
masses plutoniques des complexes plutoniques lités et des granodiorites. les laves développent
une schistosité et une foliation souvent très nettes, marquée par l'orientation des amphiboles
, ... ..,.....~~.~~.;ees el' ,ugUlll';~ u. ......L1w.....i: Clans u: pJaH uc .a iUL.aLiOn. La prescuce Ut.' te.ries textures

---

37
suggére une recristallisation dynamique sous tension, dans le degré intermédiaire schiste vert -
amphibolite à épidote. Elle permet aussi d'envisager des contacts de type tectonique entre la
série de Mako et les complexes plutoniques. En effet nous avons observé dans la zone de
contact entre les formations de la série de Mako et les faciès de l'ensemble périphérique du
complexe lité des témoins de phases tectoniques affectant les laves massives et parfois les laves
en pillow. Les zones tectonisées sont très limitées et s'inscrivent sur une bande de quelques
dizaines de mètres au contact des masses plutoniques. Les veinules et filon nets dioritiques
bréchifiant les roches volcaniques ne sont jamais affectées par la déformation. Ces observations
prouvent d'une part que cette phase de déformation serait antérieure à la mise en place du
complexe plutonique lité. et d'autre pan permettent de penser que les empreintes tectoniques
affectant, la base du volcanisme basique de Mako, ont pu être totalement oblitérées par
l'intrusion du complexe lité.
B) Les laves en "splnltex".
B.1. Localisation et description
Les laves à texture de type "spinifex" se retrouvent en amas dans certains affleurements de
coulées massives. Elles s'observent particulièrement bien dans les collines de métabasaltes
situées à 2 Km au Sud-Ouest de Kaourou. Ce type de lave se distingue facilement des laves
massives qui les entourent par la présence d'amphiboles très aciculaires pouvant atteindre 3.5
centimètres de long. Ces amphiboles sont en disposition rayonnante et sont réunies dans une
mésostase de couleur jaune-verdâtre plus ou moins réduite. Des laves semblables affleurent
dans la partie sud-ouest du village de Mako dans le lit du fleuve la Gambie. A cet
endroit, les laves sont à amphiboles paniculièrement développées (de 7 à 10 centimètres de
long) réunies par une mésostase verdâtre réduite. Elles sont associées à des laves aphyriques
comme nous l'avons observé dans le secteur étudié. Ces types de laves de par leurs textures,
présentent des analogies macroscopiques avec les laves komatiitiques archéennes des
grecnsrone belts décrite. par Arndt et al.(1977), Viljoen et al. (1982), Auvray et al. (1982).
Ainsi, depuis quelques années, des laves assimilées à des komatiites sont décrites dans les
formations métavolcanlques du Birimien de l'Afrique de l'Ouest. Notamment au Sénégal dans
le Précambrien inférieur de la boutonnière de Kédougou, Ngom (1985) mentionne l'existence
de komatiites dans la série de Mako; en Côte d'Ivoire, Regnoult (1980) décrit dans les
formations du Birimien différents types de jcomadlres.
Il me paraît très important de remarquer que, dans le cas des vraies komatiites (Komatiites
ulrramafiques), les "spinifex" sont constitués en particulier par des cristaux d'olivine et/ou

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38
d'oxydes opaques et de pyroxènes. Ces cristaux sont caractérisés par un habitus squelettique,
dendritique ou creux. Si la texture spinifex constitue un argument textural marquant dans la
reconnaissance des komatiites, il ne faut cependant pas perdre de vue qu'elle est symptomatique
d'une croissance rapide au cours d'une trempe et peut affecter tout faciès à refroidissement
rapide. Dans le cas des laves observées dans la série de Mako, l'étude pétrographique et la
géochimie (Cb.p. Gtocblm~) révèlent plutôt un basalte soumis à une trempe favorisant la
croissance rapide d'amphiboles aciculaires de la série trémolite-acrinote. il est très peu probable
que l'on puisse évoquer dans ce cas ci la transformation complète d'une paragenése initiale à
olivive et pyroxène en paragenése secondaire de trémolile+chloTÎte+talc+serpentine. En effet,
dans la pétrographie de la roche, aucun fantôme d'olivine n'a été observé. Cene absence d'olive
dans la paragenése initiale se reflète dans la chimie de ces laves.
Nous pensons qu'il s'agit plutôt de convergence de faciès de basaltes harissiriques
avec les vraies komatiires. L'étude géochimique permettra de comparer les caractères
géochimiques de ces laves avec celles des komatiites rypiques décrites dans la littérature.
B.2. Caractères pétrographiques
Les laves présentent une texture porphyrique caractérisée par de grandes
amphiboles verdâtres, aclculaires.et à habitus poecilitique.Dans les poeciloblastes d'amphiboles
rrémolitiques, on observe des plages totalement déstabilisées, qui sont peut-être d'anciens
pyroxènes. Les grandes plages minérales sont dans une mésostase granulaire envahie par la
paragenèse typique de transformations hydrothermales et de remobilisations métamorphiques
de type schiste-vert (ehlcrhe-quarts-épldote- actinote). A cette paragenèse s'ajoutent de
grands cristaux de quartz qui ont recristallisé sur place et de nombreux sphënes. La présence
fréquente de grosses apantes creuses allongées et cassées est aussi un indice de refroidissement
rapide à haute température.
C. Les laves en pillow
C.l. Locattsaüoa et description
Dans le secteur de Laminia-Sandikounda, plusieurs zones à pillow ont été
reconnues dans les panneaux de Konkouto et de Massakounda Kodadian. Les zones les mieux
développées sont localisées sur les collines situées au SE de Sandikounda et au NW de
Massakounda, où s'observent les plus beaux exemples de pillow-lavas. Les laves en pillow
sont disposées en piles de plus de 200 mètres de puissance (pboro.C. PL. 2.1.) et se présentent
en éllipsoides emboités les uns dans les autres, de taille variable de 20 à 90 cm. Le corps de
pillow est entouré d'un cortex réduit à une pellicule de 2 à 3 cm, d'aspect schisteux et de teinte
jaune verdâtre, se détachant nettement du corps noir du pillow.

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39
Contrairement aux pillow-lavas décrits par Ngom (1985) dans le secteur sud de
Sabodala ceux observés dans cette partie nord de Mako ne montrent pas de bordure variolitique
et sont très peu bulleux. De même, les niveaux de brèches de pillow-lavas et de micropillow-
lavas souvent rencontrés dans certaines coulées de pillow-lavas et caractéristiques d'une mise
en place sous une faible tranche d'eau (Carlisle 1963 ; Dimroth 1978; Harper 1984) n'ont pas
non plus été rencontrés. Ces différences de lithologie et d'aspect pétrographique dans les
épisodes à pillow-Iavas pourraient être rapportées à des conditions de mise en place différentes.
En se référant aux travaux de Mores (1970) et de Jones et Mores (1973), on peut affirmer que
les pillows de la partie sud se sont déposés à un niveau plus superficiel sous une faible tranche
d'eau < 800m. Les niveaux calcaires décrits dans ce secteur et n'affleurant nulle part ailleurs
dans la série de Mako sont en accord avec une telle interprétation.
Dans l'ensemble les pillcws sont bien conservés et très peu défonnés. On y
distingue facilement les faces inférieures COncaves des faces supérieures convexes qui sont des
marqueurs de polarité dans les plllow-lavas. En l'absence des niveaux de brèches de pillows et
de micropillcws servant de critères de polarité (Harper, 1984) nous avons effectué une étude
statistique des directions de polarité des piles volcaniques à partir des marqueurs cités plus
haut. Elle a permis de placer la base de la pile volcanique vers le Sud-Est. Par ailleurs des
mesures de directions d'étirement du grand axe des pillows au nombre de 250 levées sur les
différentes zones à pillows ont permis de mettre en évidence deux directions principales: NIO à
N30.50SE et N90 à NllO.60S. Ces différences d'orientation peuvent correspondre à 2
épisodes principaux de coulées de laves en pillow.
C.2. Caractères pétrcgrapbtqees
6- Le cDrps du ptûow
Le corps de pillow est homogène et présente la même texture rnicrolitique de la
bordure vers le coeur. La seule distinction coeur-bordure observée en général dans les pillows
est une concentration des minéraux de la paragenèse secondaire dans la partie périphérique du
pillow. Cependant dans certains pillows de Massakounda nous avons observé une zonation
concentrique de la bordure. Elle se traduit par une succession de bandes de couleur et de texture
différentes; la photo.C. de la planche 2. TI montre les variations texturales de la périphérie vers
le coeur du pillow.
La paragenèse primaire est presque entièrement transformée. Elle ne subsiste que
sous forme de rares microphénocrtstaux de plagioclases (An30 -35) en fines baguettes à macle
polysynthétique de l'~bite. La mésostase finement recri~lisée est occupée par la même
paragenése secondaue(actinote+albile+cslcite+chlorile+qullriz + épidote-leueexëne-pyrlte)
que celle décrite dans les laves massives mais fortement enrichie en épidote.

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Dans le cas de la zonation observée dans certains pillows des collines ûe
Massakounda elle se traduit par une cristallisation massive dr: cristaux d'actinote et d'épidote
non orientés qui disparaissent au coeur du pillow.
Le plagioclase: il est en fines baguettes automorphes plus ou moins squelettique et
aux extrémités fourchues. Cet habitus bifide des plagioclases a été décrit par Auvray et Harneurt
(1973) dans les spilires de la série d'Erquy et par Pearce (1974) dans les basaltes archéens
eanadlens. Il est la marque d'un refroidissement brutal (Lofgren, 1974). Dans la mésostase, on
observe une recristallisation des plagioclases en rnicrolites d'albite (5 à 10% An) déterminant au
eoeur du pillow une texture fluidale. Le plagioclase est le constituant majeur de la lave: il
représente environ 35 à 40 % du volume total.
L'actinote; elle se présente en petites baguettes fibreuses (100 à 150 microns)
faiblement pléochroique. EUe fonne un feutrage verdâtre et fibreux dans la mësostase soit
associée aux microlites d'albite en texture rayonnante soit en amas plus ou moins orientés. Elle
représente entre 10 et 15% du volume de la lave. Dans les pillows présentant une bordure
périphérique plus ou moins zonée (secteur de Massakounda) les actinotes sont bien
développées et ne présentent pas d'orientation particulière.
Les épïdotes : elles sont en faible proportion dans les laves massives, elles peuvent
représenter dans les corps de pillow jusqu'à 25 % du volume de la roche surtout dans la partie
périphérique. Cette forte concentration d'épidote est probablement en rapport avec
I'hydrotermalisme. Les épidores essentiellement de type zoisite sont en granules et prismes
automorphes à fort relief souvent entourés de plages chloriteuses verdâtres.
La chlorite : elle forme l'essentiel de la mésostase et peut constituer plus de 20 %
de la roche. Elle se présente en plages verdâtres fibreuses peu pléochroïques entre les baguettes
de plagioclases et d'actinote.
En plus de ces minéraux. qui sont toujours présents la paragenése basse température
est complétée par un assemblage de minéraux accessoires présents à des pourcentages
variables: quartz ± celette ± sphéne ± megnétlte. Les assemblages minéralogiques de la
paragenèse secondaire se retrouvent également comme minéraux de remplissage de l'imponant
réseau monnien qui parcourt les laves en tout sens.
b- la matrice du pillow
La matrice est de cristallisation fine el à texture aphaniuquc. Elle est de teinte jaune à
jaune verdâtre, ponctuée de petites tâches rougeâtres. Dans la matrice, cristallise la même
paragenèse basse température définie dans le corps du pillow avec en plus de l'hématite ct de la -
pyrite. Cetteparagenèse est surtout caractérisée par une forte abondance de chlorite et d'épidote
en grandes plages jaunes ou verdâtres qui conférent sa couleur à la matrice. En plus de ces
minéraux s'ajoutent des microlites d'albite el du quartz en filonnets 01,1 en glom~les.

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41
D. Les rocbes pyroclastiques
ü.I, Localisation el descrtptjon
Les roches volcaniques que nous considérons dans le secteur comme d'origine
pyroclastique sont d'extension très limitée. Enes constituent des semelles tuïacées entre les
coulées de laves massives. A l'affleurement, elles sont de teinte verte à ven-jaune surtout en
début d'altération. La structure de ces formations est variable: certaines sont massives et dans
ce cas, se distinguent difficilement des laves basaltiques; d'autres par contre présentent un
aspect volcano-sédimenté caractérisé par un litage fruste. Le litage se marque à l'affleurement
par des séquences de lits à grain fin centimétriques et de lits grossiers légèrement bréchiques,
de taille déciménique à métrique, souvent débités en plaquettes d'épaisseurs variables (photo B.
PL.2.l).
Les affleurements les plus caractéristiques sont localisés sur les collines situées à
Ikm à l'Est de l'ancien village de Konkorou. à 2km au SW de Kaourou et au NE de Léoba à
proximité de la piste Léoba-Yélimalo. Si dans le secteur étudié.Ies coulées pyroclastiques sont
très peu représentées, elles ont été rencontrées plus fréquemment dans d'autres secteurs de la
partie sud de la série de Mako :
. en bordure orientale du secteur étudié, entre Massakounda et Nyéniéko. Dans ce
secteur; les pyroclastites sont massives, nettement bréchiques et renferment des figures de
polarité très nettes ;
- dans le secteur de Salxxlala (Ngom. 1985) ;
- au Sud-Est de la série de Mako ou les pyroclastites semblent dominantes depuis le
village de Mako jusqu'à Bambaraya (Bassor, 1963).
Dans Je secteur Laminia-Sandikounda, les formations pyroclastiques sont dans
l'ensemble relativement homogènes et aucune intercalation ou épisode d'origine sédimentaire
n'a pu être mis en évidence. Cependant dans les niveaux massifs se développent parfois une
nette schistosité de flux. (N140·160) en particulier à proximité des masses granodioritiques.
Nous avons par ailleurs relevé dans le gisement localisé au SW de Kaourou, des indices de
plissement de style isoclinal sous forme d'un ensemble de plis parallèles à axe Nl40 vers le SE
(photo. B. PL.2.n.).
D.2. Caractères pétrcgraphlques
La nature pyroclastique, selon la définition de Schmid (1981), précisée par Fisher el
Scamincke (1984), est marquée par la présence de pyroclastes, au sein d'une mésostase
finement recristallisée. Ces pyroclastes sont des phénocrisraux éclatés ou des fragments
anguleux de minéraux ou de laves soudées par une mésosrase quanzophylliteuse. Dans les
niveaux massifs, la texture des pyroclastites ne se distingue de celle des métalaves microlitiques
que par la présence de quelques fragments de mi néraux en écharde et la fréquence de vacuoles

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42
éclatées conférant à la roche une texture micmlitique porphyroclasrique. Dans les niveaux lités.
ces éléments sont disposés parallèlement au litage (photo. B. PL.21I) et dans une rnésostase
fine souvent très fortement recristallisée.
Q.
Les porphyroclastes
Ils sont de taille (de 0,5 à 2mm) et de nature variées (plagioclases, amphiboles,
opaques. quartz et apatite).
Le plagioclase: il se présente en tablettes automorphes éclatées avec un colmatage
de ciment quarrzoséricireuxIl est toujours affecté de séricitisation poussée. Les inclusions sont
essentiellement de fines et longues baguettes d'apatite également cassées. La présence de ces
plagioclases éclatés à inclusion d'apatite, proviendrait probablement de laves à texture de
trempe comparables aux plages de laves à textures de "spinifex" observées dans le même
affleurement
L'amphibole: elle ne subsiste qu'à l'état de "fantômes" très peu pléochroiques de
jaune verdâtre à brun rougeâtre. La déstabilisation de l'amphibole se traduit par un aggrégat de
chlorite, d'épidote et d'opaques; l'amphibole ne subsiste que par sa forme hexagonale, qui
pourrait être aussi des reliques de pyroxènes. Dans les niveaux grossiers des pyroclastites de
Léoba, les pyroclastes d'amphibole sont mieux conservés.
Le quartz: il est fréquent dans les pyroclastites et en particulier dans les niveaux
grossiers, dans lesquels il apparaît parfois en gros cristaux.
b. La mésostase
Elle est généralement affectée de recristallisaticn statique sous forme de paragenèse
de basse température (quartz, calcite, épidote, chlortre, sericite). Comme dans les laves, la
mésostase des pyroclastites est envahie de filon nets et d'amygdales à remplissage de
minéralisations secondaires.quartz, épldote, pyrite ou chalcopyrite el calette. Le développe-
ment de ces paragenèses est à relier aux mêmes phases d'altération hydrothermales, affectant
les laves associées.
La présence de coulées pyroclastiques interstratifiées aux coulées de laves,
s'expliquerait difficilement, vu la géométrie et le caractère très peu évolué de ces pyroclastites
(absence d'éléments lithiques) comme issues d'un épisode éruptif distinct de ceux donnant les
coulées de laves. Les coulées de pyroclastites proviendraient plutôt de modifications de la
dynamique de mise en place et du chimisme de la coulée de lave. De telles modifications
peuvent être liées à l'individualisation et à l'expansion de phase gazeuse et au mode de
fractionnement. La mobilisation de phase gazeuse est favorisée comme dans le cas du
phréatomagrnatisme par l'épanchement de la lave sous l'eau, entraînant la vésiculation, la
fragmentation et la pulvérisation de la lave visqueuse. Un tel processus d'évolution de coulée
de laves basaltiquesest connu et décrit par de nombreux auteurs. Il s'accorde bien avec la
théorie d'écoulerœru raviquede Vincent (1 'UJ) et le modèle dynanuqec oc Boudou et .al.I1~b.L)

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43
sur le passage d'une coulée lavique à un écoulement lavique. Ce modèle de genèse que nous
retenons pour les semelles pyroclastiques des coulées de laves permet d'expliquer mieux
certains caractères du volcanisme de la série de Mako tels que:
- l'absence de composantes terrigènes;
-la structure volcano-sédimentée des pyroclasrites ;
-le caractère très peu vacuolaire et très peu vanolitique des laves en pillows qui se
sont probablement individualisés durant les périodes de détente.
Les pyroclastites sont généralement rattachées à une mise en place subaérienne
explosive grâce à leur caractère "soudé". En ce qui concerne les pyroclastites rencontrées dans
la série de Malta. dans le secteur Laminia-Sandikounda nous retenons que malgré leur caractère
de tuf soudé. leur genèse et leur mise en place sont liées à celle des coulées de laves et se
seraient réalisées dans un contexte sous-marin caractérisé par une tranche d'eau relativement
faible.
Cette mise en place est comparable à celle préconisée par Caillar et al.(l981) pour
les coulées pyroclastiques sous-marines dans la zone de l'Iran central.
2. Les rormations métaplutoniques
2.1. Introduclion
L'existence d'un complexe plutonique gabbro-dioritique, rattachè à l'ensemble
volcanique dans le complexe volcanoplutonique de Mako, a été presque toujours évoquée dans
les différents travaux effectués dans la série de Maleo (Basset, 1963 ; Debat et al., 1982, 1984;
Ngom, 1985 ; Dioh, 1986; Dia et al., 1987). Cependant, les liaisons génétiques, structurales et
chronologiques entre ce complexe plutonique basique et les complexes volcanosédimentaires et
volcaniques ne sont pas clairement précisées. Ce problème est rendu plus complexe avec la
mise en évidence récemment du complexe gabbrodioritique de Sandikounda organisé en
complexes plutoniques lités. En effet, ce complexe de Sandikounda est intrusif dans la série de
Mako et est recoupé par les associations de granitoïdes du complexe de Laminia-Kaourou.
Dans le secteur étudié, les roches plutoniques constituant ce complexe sont
hypovolcaniques et se distinguent des autres gabbros du complexe lité par leurs caractères
texturaux et leurs modes de gisement EUes affleurent particulièrement bien dans les secteurs de
Sandikounda-Tonkotou et de Massakounda et sont toujours associées aux coulées de laves.
L'ensemble plutonique est composé d'une suite de méradiorites-métatonalites,
disposées soit en sills congénères. soit en petits corps intrusifs et concordants aux laves.
Les contacts entre les ensembles plutonique et volcanique sont mous et s'expriment
souvent en fonne de bréchification. Les contacts déterminent de véritables zones de mélange
magmatiques dans lesqueUes les faciès grenus envahissent d'une manière diffuse les laves.

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44
2.2. Caractères pétrographiques
A. Les métadiorÎtes
Elles présentent une structure grenue hétérogranulaire à aspect fortement
recristallisé. Elles sont de teinte jaune verdâtre, tachetée de plages blanchâtres de feldspath. A
l'affleurement. elles sont parcourues par un important réseau anastomosé de filonnets verdâtres
d'épldote et de quartz, conférant un aspect bréchique à la roche, en particulier au contact des
coulées de laves. Ce réseau filonnien est le même que celui qui affecte l'ensemble volcanique.
L'étude microscopique révèle une texture granoblasrique à plages de hornblende et
de plagioclase relictuels. Au contact des laves, la texture est généralement microgrenue.
Les Amphiboles de type hornblende sont en gros cristaux, partiellement
transformées au coeur en un assemblage de lamelles d'actinote plus ou moins alignées et de
trémolite entourées d'une couronne de hornblende relictuelle.
Les plAgÎodast's sont fortement transformées en paragenèse d'albite+ calcite +
épidote + quartz. Dans les faciès les plus microgrenus, il est fréquent d'observer de fines
baguettes d'apatite en inclusions dans le plagioclase.
Les phases accessoires sont bien représentées, en particulier par de nombreux
granules d'épidote en cristaux automorphes non zonés, associés à du leucoxène, du plagioclase
en plages limpides d'albite et des granules de quartz. La chlorite est peu fréquente dans la
roche, mais peut se retrouver en tâches dans les reliques d'amphibole ou plus fréquemment
associée aux autres phases accessoires, remplissant les multiples veinules parcourant la roche.
La présence fréquente d'apatite dans la plupart des faciès microgrenus suggère un
refroidissement rapide du liquide; ceci est compatible avec le caractère hypovolcanique des
métadiorites.
B. Les mëtatonalttes
Ces faciès sont d'extension très limitée et n'affleurent que dans le secteur de
Massakounda, sur une superficie n'excédant pas un kilomètre carré.
Elles sont en contact au Nord avec le faciès de bordure du massif de Kaourou et au
Sud avec les coulées de laves en pillow. Dans ce secteur les relations entre les différents faciès
sont assez nettes. Dans leur limite nord, les métatonalires sont injectées de microfilonnets de
matériel granodioritique appartenant au complexe grancdioritique de Laminia-Kaourou ; dans
leur partie sud, eUes sont en contact avec les laves par une zone bréchifiée.
La roche est à grain moyen à fin. de teinte verdâtre avec des cristaux de plagioclase
blancs limpides de taille millimétrique en tablettes. Elle ne se distingue de la métadiorite que par
une plus grande richesse en quartz,
Au microscope, les métatonalites ont une texture moins transformée. Les
plagioclases amoH.....~.t' ••,;s sont legèremem vt'_•.• les par une aSSOCliu,..... _..; granules d'epice.....

---

4S
de quartz et de calcite. Ils présentent par endroit des plages plus limpides de composition
albitique.
Les amphiboles de type hornblende sont en cristaux yens très pléochroïques. Elles
sont peu déstabilisées; dans de rares cristaux on peut observer de fines aiguilles d'actinote
légèrement décolorées.
La texture magmatique bien conservée. présente aussi des lamelles parfois tordues
de biotite légèrement chloritisées à inclusions d'apatite et de zircon.
Le quartz se présente en plages globuleuses souvent très nombreuses. Les plages
présentent un habitus de quartz "rhyolitique"avec de légères figures de corrosion. Il peut aussi
se présenter en microgranules associés à des plages xénomorphes de feldspath alcalin
penhitique.
Le feldspath alcalin est à habitus interstitiel et de cristallisation tardive englobant
parfois les plages de quartz. Cet habitus. du feldspath alcalin, fréquent dans les faciès situés au
contact avec le complexe granitique, refleterait plutôt un processus de mélange magmatique
entre deux magmas non miscibles à contraste thermique très limité, ce qui laisse à penser que
l'écart de temps de mise en place des complexes magmatiques dans le secteur de Mako est très
réduit. Cette hypothèse n'est pas à rejeter car, les âges obtenus dans les différents complexes
corroborent une telle interprétation.
Les minéraux accessoires sont ceux de la paragenèse secondaire observée dans les
métadiorites ; avec en plus la présence de cristaux automorphes de sphéne.
3.
Conclusion
Les données de terrain et les observations pétrographiques exposées ci-dessus.
permettent de retenir dans la chronostratigraphie de la série de Mako dans le secteur Laminia-
Sandikounda un complexe volcanoplutonique, constitué de métavolcanites basaltiques et de
faciès hypovolcaniques de métadiorites et de mètatonalires. Ce complexe forme une séquence
de plus de 3000 mètres de puissance constituée de 2 à plusieurs épisodes de laves massives et
de laves en piüow, intercallées à des niveaux métriques à décamétriques de coulées de laves
pyroclastiques. Les formations volcanosédimenraires et sédimentaires, fréquentes dans la partie
sud de la série sont absentes.
Les différents ensembles sont affectés par des remobûisations posunagmatiques qui
ont plus ou moins transformé la paragenèse primaire en paragenêse secondaire de basse
température
à
cblorite, albite,
éptdote
quarte,
actinote, ehtorfte et
sphéne.C es
manifestations postmagmatiques se traduisent ausssi à l'affleurement par un réseau dense
d'anastomose de filonnets de quartz, d'épidote et de calcite.

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46
CHAPITRE 2 :
MINERALOGIE ET METAMORPHISME
1- INTRODUCTION
Les caractéristiques métamorphiques des formations de la série de Mako ont été
largement évoquées dans les différentes études effectuées dans cette série. Il est dèsormais
confmné, comme le soulignait Bassot (1963), que cette série est affectée d'un métamorphisme
dans le faciès schiste vert (Dia, 1985 ; Dia et al., 1987 ; Ngom, 1985 ; Dioh, 1986).
Cependant, s'il semble établi que si de telles conditions de métamorphisme ont pu régner dans
la série de Mako, il n'en demeure pas moins que la mise en évidence récente de panneaux
d'amphiboJo-gneiss au sein des gabbros lités de Sandikounda-Soafara, invite à mieux préciser
les conditions de transformations postmagmatiques. En effet, les arguments de terrain sont en
faveur d'une mise en place intrusive des séries litées dans le complexe de Mako, marquant ainsi
leur postériorité par rapport à la série de Mako. La présence de panneaux d'amphibolites dans
un environnement de roches plutoniques. peu ou pas métamorphiques, nécessite pour leur
interprétation de mieux cerner les eonditions et degrés des transformations métamorphiques.
Cette série, que nous préjugeons d'affinité océanique présente de nombreuses
empreintes de transformations hydrotherma1es. Actuellement, de jelles remobilisaûons sont très
souvent reliées dans le cas des roches d'origine océanique. à un métamorphisme basse pression
(BP) affectant la croûte océanique (Miyashiro, 1971 ; Aumento et al., 1971 ; Bonarri et al.,
1975; Mevel, 1984; 1shizuka, 1985). Les modèles d'évolution géodynamique évoqués dans la
nlupart des n1"'O";-~f':S birimiennes-de 1',0\\ 'v-tue de l'Ouest, s';",":,:"'T'lt actuellement le ~1 ••<'

---

souvent de celui de la tectonique des plaques du type Krôner (1984). Cest ainsi que, dans une
, étude comparative entre les provinces birimiennes du Burkina Faso (Bouroum Nord), du
Sénégal oriental (Sabodala: Mako) et de la dorsale de Réguibat (Yetti Eglab), Deschamp et al.,
(1986) évoquent un roodèle de tectonique de plaques de type accrétion-subduction. Au Burkina
Faso, Karche et al., (1986), Zonou (1987) préconisent eux: aussi un système de rifts
intracratoniques. L'évocation d'un modèle de subduction océanique suppose, entre autres
conditions, la présence d'un métamorphisme HP de type schiste-bleu (Miyashiro, 1961 ;
lshiwatari, 1984; Omer et Aguirré, 1984) àjadeite-glaucophane.
Toutes ces considérations nous amènent à entreprendre l'étude de l'évolution du
métamorphisme et la caractérisation des conditions thermcbaromérriques (P,T) de la ou des
phases métamorphiques ayant affecté les différentes formations de la séquence.
Cette érode sera surtout basée sur l'évolution cristallochimique des assemblages de
minêraux en équilibre, en particulier celles des amphiboles.De telles variations composition-
nelles dans les amphiboles en climat métamorphique sont souvent considérées comme liées aux:
modifications des conditions métamorphiques. En l'absence de minéraux-index tels que les
silicates d'alumine classiques, dans toutes les associations minérales, les amphiboles semblent
jouer ici le rôle de minéraux repérés.
Il.
DESCRIPTION
ET
EVOLUTION
CRISTALLOGRAPHIQUE
DES
PARAGENESES
MINERALES
1. Inventaire des principaux groupes d'assoelatleus minérales.
L'étude pétrographique a montré que sur toute la séquence lithostratigraphique du
complexe de Mako, des roches basaltiques situées à la base aux métadiorites du sommet, les
structures et textures magmatiques sont plus ou moins transformées. Les paragenèses primaires
sont partiellement ou presque totalement remplacées par des paragenêses métamorphiques. En
particulier, les plagioclases sont entièrement transformés en albite + prehnite +/- calcite dans les
roches basaltiques. ou partiellement saussuririsés dans les métadiorites avec recristal- lisations
d'albite .. Les amphiboles hornblendiques ou pyroxénes sont transformées en aiguilles
d'actinote plus ou moins alignées ou en hornblende oainolltlque. La mésostase des laves est
presque entièrement recristallisée en chIorite + quartz, associés à quelques granules de sphëne,
d'tpidote. de magnétite et plus rarement de fines baguettes d'apalite.
Dans les pillow-lavas, la matrice interpillow a recristallisé dans les mêmes
conditions et comporte les mêmes paragenêses minérales avec une forte concentration de
chlorite, Sur le terrain, ces modifications se manifestent nettement par la présence d'un
important réseau d'anastomoses de fractures millimétriques. Ces fractures sont à remplissage
plus fréquemment de cbjorire et d'épidote et plus rarement de calcite. associée à de lapreluUre et

---

du quartz. Une des caractéristiques principales de ces remobilisations est la forte fréquence des
sulfures (pyrite et chalcopyrite) qui peuvent constituer de véritables poches de cristallisation.
L'étude pétrographique et l'analyse à la microsonde de la composition chimique des
phases minérales dans des faciès typiques. ont permis d'établir le tableau.2.1. Les paragenèses
suivantes ont été observées de la base vers le sommet de la séquence,
1-(B.M): prebnite(?)+ cblorite+ actinote -atblte- fpidote+sulruresiquartZ±$pbéne± apatlte
2-(B.P-L):cblorile+actinnte: + albite + fpidote:+quarlzHulrure$+$pbéne+magnélite± calcite:
3- (P,r): cblorÎte+/· albile:+ actjnote- quartz +bornblende aetlncttttque.
4- (Di) : albite + hornblende actînolitique +cblorite +calcite + sërtclte +/- êptdcte +
hornblende magnésienne -oljgoetase ou andéslne + quartz
Tableau. 2.1. Inventaire des diITéren es peragenêses minérales dans les termes de la séquencevokaroplutomqœ de
Mako: B.M=basaltes massifs; B.P-L = basaltes en pëlow-lavas ~ Pyr = pyroclasiaes ; Di emétediorites.
Les paragenèses métamorphiques observées le long de la séquence ne présentent pas
de modifications significatives. Les plagioclases sont à composition albitique et les amphiboles
sont actinolitiques. Ces phases eoexistent toujours avec la ch/orite el l'épidote. Les
paragenèses, dans les basaltes massifs (B.M), dans les basaltes à pillow-lavas (B.P-L) et dans
les pyroclastites (Pyr) contiennent toujours: quartz» sphène +/- apatite +/- sulfures. La prehnite
et la calcite se retrouvent également comme produits d'altération des microphénocristaux de
plagioclase albitisés et probablement de pyroxène. Dans les sills de rnétadiorites et métatonalites
associés (Di) à textures magmatiques encore bien conservées, la recristallisation se manifeste
par la surimposition sur la paragenèse magmatique. d'un assemblage minéral de type albile
-chlortte + hornblende actinolitique -catctte -sértene • caractéristique d'une recristallisation
statique.
Toutes les associations citées ci-dessus et caractéristiques des rernobilisations
métamorphiques affectant la série de Mako. sont typiques de celles de faciès schiste ven ou de
transformations hydrothermales.
~. Evolution cri.stallochimique des phases minérales
i"/
'...-
La figures 2.3 montre la position de la composition moyenne de la roche totale
-caractéristique des laves du CVPM dans le diagramme AFM . L'utilisation de ces diagrammes
pef!"el d'étudier le caractère à "l'équilibre" des différentes T'hases minérales des associations

---

caractéristiques des métabasaltes, La composition moyenne-se dispose dans l'aire définie par
les cinq phases minérales suivantes: Albite.épidote-chloriÜ:-aclinole--hornblende .
4
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l ,
l
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Figure2.3: Position des métavolcanhes du complexe votcaaoplutonlque ëe Mako
dans les diagrammes AFM
Une telle disposition de la roche totale dans cette association il cinq phases, peut
signifier que nous sommes en présence soit d'assemblages à phases métastables, soit
d'assemblages de minéraux en équilibre univariant. La première possibilité ne peut être retenue.
De même, dans le cas d'un déséquilibre, seule la coexistence actinote-hornblende peut suggérer
un déséquilibre de l'actinote, ce qui ne semble pas être le cas. En effet, aucune évidence
texturale de déséquilibre quipourrait éventuellement se traduire par un blindage de l'actinote par
la hornblende, n'a été relevée durant l'étude pétrographique. n faut aussi noter que, dans la
plupart des mérabasaltes, la hornblende n'existe pas; elle n'a été observée que dans la
paragenêse de la partie périphérique du corps de pillow, coexistant avec de l'actinote en
filaments isolés.
/ Ces différentes considérations nous permettent de considérer les phases actinote,
épldote, chjortte, albite en équilibre dans les méta-basaltes; la hornblende n'étant pas très
caractéristique.
La stabilité d'une telle association impliquerait si l'on se refêre aux données
d'Eskola (1920) sur les conditions de stabilité des phases en équilibre, que nous sommes en
presence d'un système en équilibre univartant aux conditions PH20 =Pm (press_ moyenne).
2.1. Les ampbiboles
L'évolution chimique des amphiboles est couramment utilisée dans l'évaluation des
conditions de métamorphisme. Ces variations chimiques se font en rapport avec celles des
conditions de métamorphisme (Binns, 1965 ; Ernst, 1972; Raase, 1974; Laird. 1980; Laird el

---

50
Abee,I981 ; Fabriès, 1982; Hynes, 1982; Fabriés el aI.1984; Girardeauet al., 1985; Kassoli-
Fomnaki, 1985 ; ... ).
Il est actuellement admis de considérer que les variations des paramètres
AIIV/AIVI, Ait/Si, NaA, Si, Ti, K dans le réseau des amphiboles sont contrôlées par les
conditions physiques du métamorphisme.Les teneurs en AlZOl3 (AllV. AIVI) des
amphiboles.varient avec l'activité en silice, la fugacité d'oxygéne (f02), la pression P et la
température T du milieu (Neumann, 1976). En particulier AlIV augmente corrélativement avec
la température T, tandis que AlVI varie avec la pression P (Hietanen, 1974; Kuniyoshi et Liou,
1976).
Dans l'étude des conditions et étapes des remobilisations métamorphiques ayant pu
affecter les différentes formations du secteur nord de la série de Mako, nous avons utilisé pour
définir une coupe métamorpghique, les variations chimiques des amphibolesc-Plus de 200
microanalyses d'amphibole ont été obtenues à la microsonde CAMEBAX du service de
muroanalyses de l'Université de Nancy 1. Les conditions d'analyses sont définies en annexe.
Sur le tableau 2.2 sont représentées les compositions chimiques et les formules
structurales des amphiboles analysées dans les termes pétrographiques du complexe
volcanoplutonique de Mako.
Dans cette étude. les formules structurales ont été calculées par le service de Banque
de Données ARTEMISE du CRPG de Nancy suivant la méthode de Leake (1978). Le
comblement des sites a été fait suivant la méthode de Robinson et al. (1982).
Les compositions des amphiboles analysées dans les différents assemblages
minéralogiques du complexe de Mako, sont caractérisées par des teneurs relativement faibles en
Alumine. Elles varient des actinotes aux hornblendes actinolitiques (fadés hypovolcaniques)
dans la grille de nomenclature de Leake (1978) (fig. 2.4).
Les amphiboles sont caractérisées par de faibles teneurs en composant crossite
exprimées selon Brown (1977) par le pourcentage de Na(M4) variant de 0.05 à 0.2. Ces
amphiboles sont aussi pauvres en alumine: AIIV, variant de 0,4 à 0,9 dans les actinotes et
hornblendes acrinolitiques et de 0,9 à 1,1 dans les hornblendes magnésiennes coexistant avec
l'oligoclase.

---

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Tableau 2.2. Composition chimique moyenne et formules structurales des amph iboles analysées dans les termes
du complexe volcanoplutonique de Mako; formules structurales calculées sur la base de 23 Oxygènes
.
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Figure 2.1 épartition de la composition des amphiboles du complexe volcanoplutonique de Mako dans la grille
de nomenclature de Leake (1978).

---

52
2.2. Les plagioclases
Dans l'estimation des conditions de métamorphisme r~t.o.ia.~. ia composrnon
chimique du plagioclase apporte des renseignements sur la température. Dans toutes les textures
des roches de la séquence volcanique. les plagioclases magmatiques ont complètement
recristallisé en albite et aucune relique de plagioclase ou de cristallisation secondaire n'est
décelable. Dans les faciès hypovolcaniques associés, les plagioclases magmatiques à
composition d'oligoclase sont moins transformés et sont encore bien distincts. Ils ont
néanmoins subi une recristallisation en plagioclase plus albitique, soit en tâches à l'intérieur du
plagioclase magmatique. soit en petites plages disséminées dans la masse microcrista1line. Ces
transformations du plagioclase supposent que, la recristallisation s'est faite dans des conditions
de température compatibles au faciès schiste vert et dans une ambiance de recristallisation
statique. Une telle interprétation est confinnée par la minéralogie secondaire, marquée par la
coexistence dans ces textures de la paire actinote-albite ou hornblende acrinolirique-albite
1.3. Les épidotes
L'épinote se retouve dans tous les faciès de la séquence mais plus abondamment
dans les basaltes en pillow. Elle est associée le plus souvent en petits granules à l'albite ou aux
produits d'altération des plagioclases. EUe forme également des agrégats de minéraux jointifs
jaunes à jaune pâle. non zonés dans la mésostase, associés au quartz, aux chlorites et aux rares
sphénes. Elle présente le même habitus dans les veinules.
Les analyses chimiques, représentatives de la composition des épidotes dans les
coulées massives et dans les basaltes en pillow, sont portées au tableau 2.3. La composition est
relativement homogène à l'intérieur de l'échantillon et cela d'un faciès à l'autre. Du coeur à la
bordure du pillow, les compositions des épidotes varient très peu. De même au niveau du
minéral on n'observe pas la zonation chimique, souvent décrite dans les assemblages
métamorphiques (Storey & Meneilly, 1985).
Les analyses chimiques indiquent une substitution très peu poussé de type
Fe3+/AI3 + FeOt avec des rapports qui varient très peu entre 8 et 10,41%). Les teneurs en Mg
et Mn sont aussi très faibles. Le calcul du % de pistachite (Ps) = (Fe3+/Fe3+ +AI) dans
l'épidote donne des valeurs qui sont comprises entre 18 et 23% et les différencie suivant les
classifications de Miyashiro et Seki (1958) et de Holdaway (1972) en épidotes alumineuses
(PslO - Ps 22) et en épidotes ferrifêres avec Ps= 23%. La presque totalité des épidotes son! de
composition légèrement alumineuse; toutefois les compositions les plus ferrifères figurant au

---

53
tableau sont celles d'épidotes analysées' par Ngom (1985) dans les rnétabasaltes appartenant à la'
même série et affleurant dans le secteur de Sabodala,
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AI ·Eo
Al ·Eol
A\\·Eo
fe ·Eo
Fe·Ep
Tableau 2.3:Compositionschimiques représentatives des épidotes dans les métavolcanites de Mako ; formules
structurales calculées sur la base de 12.5 Oxygènes
L'application des résultats expérimentaux sur la stabilité de l'épidote dans la
pétrologie en climat métamorphique (Holdaway, 1965; Nakajima et al., 1977) a permis de
constater une variation de composition chimique suivant le degré de métamorphisme. En
particulier dans les réactions d'équilibre, les épidotes ferrifères cristallisent avec des actinotes
magnésiennes. Elles sont surtout caractéristiques du faible degré de métamorphisme et
deviennent de plus en plus alumineuses avec l'augmentation du métamorphisme. Selon
Hietanen, aux conditions élevées de métamorphisme (T > 650 0 ; p> 4Kbars), seule la zoïsite est
stable et demeure en équilibre avec des hornblendes alumineuses et des plagioclases calciques.
Le chimisme des épidotes relativement ferriféres par rapport à celui des épidotes
alumineuses, permet de retenir une rernobilisation sous un climat métamorphique de type
schiste ven et dans des conditions oxydantes.
2.4. Les
cblorites
Les chlorites constituent une phase importante dans les laves et la plus fréquente
après l'épidote, Elles forment un feutrage important dans la mésostase où elle est associée avec
des microgranules de quartz, d'épidote et des lamelles d'actinote. Elles participent aussi au
remplissage des nombreuses veinules parcourant la mésostase des roches.

---

Dans le diagn..mme de nomenclature de Hey (1954) elles se répartissent des
ripidolires aux pycnochlorites .
Dans les formules structurales des chlorâtes, nous pouvons relever les
caractéristiques suivantes:
- des rapports MglMg+Fez+ toujours supérieurs à 0,50 (entre 0,515 et 0,728)
pour des valeurs de AIVI allant de 2,290 et 2,790 ;
- la plupart des chlorites analysées contiennent toujours de faibles teneurs de Ca ,
0,035), de MnO (0,035) et parfois de Na el plus rarement de K. La présence de ces éléments
dans la composition des chlorites indique l'incorporation de petites quantités d'argiles (illites
et/ou smectites) dans le réseau. De telles chlorites sont typiques des paragenèses
métamorphiques caractéristiques du degré pumpellyte-schiste-vert (Evan et Schiffmann, 1983);
- les rapports, Si/(Si+AI) des chlorites varient très peu (de 0,51 à 0,57 avec x~O,54)
et sont comparables d'un faciès à l'autre. De telles valeurs sont encore très proches de celles
définies dans les paragenèses à chlcrite et pumpellyite (Leitch, 1975 ; Offer et Aguirré, 1983 )
et sont typiques d'après Miyashiro et Shido (1985) de chlorites de métamorphisme de type
basse pression (RP) ou à la limite basse pression moyenne pression (BP-MP).
2.5. Les autres phases minérales
Les autres phases minérales accompagnant les phases principales sont: le sphéne, la
magnétite et le quartz, et de nombreux sulfures de type pyrite et chalcopyrite et parfois de la
calcite. Ces phases en faible proportion sont associées sous fonne de microgranules dans la
rnësostase et dans les microveinules affectant la mésostase ou la roche à l'affleurement. De
telles phases sont souvent décrites dans les paragenèses liées à des remobilisations
métamorphiques de type schiste ven.
III.RELATIONS METAMOPHISME (T,Pl-DEFORMATlON(D)-TEMPS
(TO)
l.Estimation des eondluons thermobarométriques
L'inventaire des paragenèses minérales. permet de constater que les assemblages à
prehDite + pumpellyite SODI rares et n'ont été observés que rarement dans les laves massives
sous la forme prehnite + chlortte- quarlz+albituartinote. Une telle paragenèse est caracté
ristique du faciés zéolite. Elle serait stable d'après Ishizuka (1984) à des températures
légèrement supérieures à 3450 pour des conditions de pression des fluides (Pf) de 2Kbars =
presion totale (Pt).
Les paragenèses les plus fréquentes et les plus typiques dans ra ~•.[ueuce sont à
ad iBot e +ehlor i te- alb itué pid ote-q Dartz+liphéb e± m a gn ét! le±M g.ho rn blend e± ra le lte. Ce t t e
paragenèse correspond au type ECS de Hynes( 1980). Elle se localise dans les secteurs c, d, e,
f et est "'t.,... ,~ ..J_ . , des conditioec ...".l~.: ••n. _.~.It pauvre!' t'.n (Y"\\...

---

Les compositions chimiques moyennes des chlorites analysées dans les laves et
métadiorites associées (tab1.2.4) montrent qu'elles sont trioctaédrales et essentiellement de type
ferroclinochlore d'après la classification de Bayliss (1975) (fig.2.5). La substitution du fer se
fait par rapport aux teneurs en Alz03- En effet la présence de cations ferriques dans les sites
octaédriques, suppose que le nombre d'ions AIIV soit supérieur à celui de AIVI ou qu'il existe
une vacance de sile (Foster, 1962).
1
PI
: : . 0 0 0 5 2 .00 0 ; 57 .0 0 0 1
NJO 1
N40
, Si02
: ' . 2 2 0 2 7 . 6 10 [ 26 . 22 0 i 28 : 2 9 0'7ï-S-..~IQ:
TI02
: .000
0 .0 0 0 1 0 .000 1 0 .000 . 0 .0 9 0
AI203
1. 9 2lr 19 . 0 20 119 .S30 1 18 .860 · ' 20 .J"to
Cr703
: 020
0 .0401 0 .000 1 o 420 • 0 .000
F~O
: 1. 1 80 21.140 24 .0'0' 23 . 3 9 0 . 2 5.3 6 0
MnO
: .0 10
0 .260
0 .130 1 0 3 4 0
0 .670
MaO
; . -4 1 0
19 .490 15 .7101' 6 . 5 5 0' '4 .880
NiO
: 0 0 0
0 .000
0 .0701 000 0 . 0.250
CaO
: 2 1 0
0 .080
0 .060 : 0 .110 1 0.030
N.lO
: .0 10
0 .360
O.OGO 1 0 . 0 7 0 .
0 .000
K20
:.000
0.080
0.000, 0 .00 0 1 0 .030
1
Tol al
: 1.980 68 .08 0 86 . 18 0 ' S S . OJ O
3 7.110
1
SI
: . 8 9 7
2.887
2. 79 l , 2 93\\
2.7,,,
AliV
- . 1 0 3
1.113
1. 20 9 1 1 . 0 69
\\.266
AL'"
· . 3 9 2
1.294 , 1 .28 7 1 1 . 2 3 5
1 .274
T'
: . 0 0 0
0 .000
0 .000 1 0 . 0 0 0 , 0.0 14
C r
: .00 3
0.004
0 .000 1 0 . 0 6 9 • 0 .000
Fe 2 .
· . 96 7
1.82 1
2 .131
2 .02 7 r 2 . 2 6 3
M o
: .459
3 .003
2 .509
2 .555 • 2 ~~
Mn
: . 0 2 2
0 .028
0.021
0 .06 \\ : 0 .12 1
NI
: .000
0 .000
0 .004
0 .0 0 0 1 0.0 43
Ca
:. 0 2 4
0 .007
0 .0 0 6
0 .0 2 2 ' 0 . 0 07
Na
: .011
0.073
0 . 0 0 6
0 . 02 8 ! 0 .0 0 0
K
: . 0 0 0
0 .007
0 .0 0 0 1 0 . 0 0 0 : 0 .01 4
1
1
xMo
: . 5 5 5
0.622
0 .541 1 0 . 5 5 8 • 0. 5 1 \\
ALVI/Al'"
· . 2 6 0
1 . 16 0
1.0 6 0 1 1 . ' 5 0 • ' . 0 0 9
IsliS 1• .(1.
: .537
0 .545
0 .528 • 0 .5 5 9
0 .5 ' 4
Tableau 2.4: Analyses chimiques représentatives el fcrrnulesstructuralesdes chlorites des rnétavolcanites de la
sèrie de Mako: formules strucluraIes calculées sur la base de 28 Oxygénés.
MOQn C" lia-
(t..omo IiI.
•
>
'V
.....
-c
• ..
' . Z 0
•
•
',00
t .1D
Figwe 25: Diagramme de nomenclature AllV -Mg/(Mg+ Fe2+) de Bayliss (1975) des chlorites des
mëtavolcanites dela sèrie de Mako.

---

56
L'absence du faciès à pumpeiiyùe-actinote de Coombs et al. (1970). associée le
plus souvent aux paragenèses citées plus haut. suggére plutôt des conditions de remobilisarions
basses pressions (Jolly,1982). En effet, ce type de paragenèse est stable aux conditions de
moyennne à haute pression. A l'appui de ceci, nous pouvons rattacher au moins en partie, la
fréquence de l'épidote dans la séquence de Mako à la déstabilisatinn de cette paragenèse. En
effet, dans des conditions de basse pression et en présence de chlorite et de quartz.J'apparition
de l'association actinote-hornblende- alblte-épidote peut être liée à la destabilisation de la
paragenèse à pumpellyue-aetteote. Cette déstabilisation se ferait selon Jolly (1982) suivant la
réaction:
41Ca4AI5MgSi60z 1(OH)7+2M17AI4Si4(OH)12+47SiOz= IlC B.2M&5022(OH)+71Ca2AI3Si3012(OH)+ 109H20
pumpellyite
chlorite
quartz
actinote ëpidoie
eau
La paragenèse à oligoclase - actinote, symptômatique de conditions de
métamorphisme plus élevées, ne se rencontre que dans les basaltes amphibolitiques situés au
contact des masses plutoniques et l'ensemble volcanoplutonique de Mako.
Dans la classification des faciès métamorphiques de Turner (1985), les assemblages
cités plus haut sont situés dans les zones à biotite: 1 et 2 dans la zone biotite (-) et 3 dans celle
de biotite (+). Ces zones métamorphiques sont caractéristiques respectivement du faciès schiste
vert et du faciès de transition schiste vert-amphibolite. De même dans la littérature, de tels
assemblages sont souvent décrits comme caractéristiques des degrés schiste vert et
intermédiaire entre schiste vert et amphibolite (Binns, 1965 ; Ernst, 1972 ; Miyashiro, 1973 ;
Graham, 1974; Linu et al.,1974; Raase, 1974; Laird et Albee, 1981; Spear,1981; Moody et
al., 1983 ; Ishizuka , 1985 ; Raase et al., 1986). Ils sont surtout marqués par l'absence
d'équilibres actinote-hornblende alumineuse et albite-plagioclase (An> 20), symptomatiques
du degré amphibolite.
Les domaines de stabilité des assemblages métamorphiques à plagioclases et
amphiboles, ont été largement étudiés par différents auteurs en particulier par Liou et al.
(1974), Spear et al. (1981), Pluysnina (1982). A la suite de ces travaux, nous pouvons retenir
le tableau 2.5 suivant, donnant pour chaque assemblage métamorphique caractéristique le
domaine de stabilité pour les températures T.

---

57
Assemblages minéralogiques
DomaiDes TG
1- Ab(AnO-AnS) + Epi+l-chl+/-Act
400°.430°
z- Plag(oligo) + Act+ Ah+ Epi
5300
3· Plag(au 50) + Hb
730°
4- PIa.IAn 70 l+ Cn. . Hbls
750°.'°0°
Tableau 2.5: Inventaire des difUrentes paragenèses minérales caractéristiques de la série de mako (1,2). Nous
indiquons pour comparaisoo celles rencomrées dans les panneaux ampfubolo-gnetss (3 el 4). Ab::: albite; Ml:
ectiœte : An= % anorthite : Epi = ëpldoe : ChI::: chlonte : Cpx= clinopyroxéne; Rb::: hornblende vene ~ Hbts
= hornblende tchermekitiqœ. Lesdomaines de températures sont définis d'après Spear et al. (1981), Plyusnina
(1982).
Les paragenèses caractéristiques de la séquence du complexe de Mako, sont
conformes à l'assemblage (1) pour l'ensemble delà séquence et à l'assemblage (2) pour les
basaltes amphiboliriques situés au contact des masses plutoniques.
Nous pouvons donc admettre au vu de ces paragenèses (flg.2.6) :
~ une remobilisation générale dans les conditions de faciès schiste vert et en climat
statique compatibles avec des températures comprises entre 400 et 430°, et dans des conditions
pauvres en CO:2 ;
- une recristal1isation dynamique à. la limite des faciès schiste vert et amphibolite à
épiéote, à des températures entre 450° et 530°, Ce phénoméne à caractère très localisé serait en
rapport avec la mise en place des grandes masses plutoniques.
Si l'on se refère aux résultats expérimentaux des auteurs (op. cit), la chlorite dans
les roches basiques, disparair à 550° pour des pressions de 2Kbars. Sous ces conditions,
J'albite est généralement remplacée par des oligo-andésines et l'amphibole devient relativement
plus riche en AL20 3( 5%). Dans le cas des assemblages observés dans la séquence de Mako,
coexistent en équilibre acunore + albite + chlorite + éptdete ou cblorite + hornblende
actinolitique + elbtte + oligoclase. Ces équilibres indiquent plutôt des températures en
dessous de 550° pour des pressions de 2Kbars.

---

58
PI (Kbl
1"
ô•g
a;
•
•
•
•=
o
J
•
"
"
"
"•
}
,-
o
-
>
,,
~
,
,
3
5V
5V
-r
o
e
Figure 2.6:Champs de
stabilité d'assemblages caractéristiques:
Chl-sAbf Spbéne:
Hb+Chl+PI
(oligocia:sc:)+Mtl:Il+Ep; Hb+PI (An<40) d'après les résultats expérimentaux de Moody et a1(1983) obtenus dans
un système maflque (basalte-métabasalte) pour le tampon Ilmënite Magnétite (lM) à Pt = PO Pressslon des
fluides. Les courbes a. b et c désignent respecuvemem : augmentation d'amphibole el diminution de chiante,
di<.parition de sphêne. disparition de chlorite el équilibre de la paire HombIende-PIagioclase calcique. Nous avons
repcné aussi la courbe de stabilité (s) du sphène d'après Speer (1981) pour le tampon QFM (cf. texte). Les
champs des faciès de métamorphisme ont été modifiés suivant nos résultats: SV= faciès schiste-vert, SV+E =
faciès schiste ven à ëpidore ou faciès amphiboliLe à épidote ou encore transition schiste-veit et amphibolite
(Mével. 19 84).
Dans les diagrammes AIIV_Si (fig.2.?) el Ti-Ait (fig. 2.8 ).Ies amphiboles de Maka
se situent en dessous de la courbe isobarique 5 Kbars définie par Raase (1974), indiquant que
la séquence à recristalliser sous des condition"; de- faibles pressions 5Kbars. Ces résultats sont
confumés par les teneurs très faibles en Ti02 des hornblendes et des actinotes qui suggérent
.'
,... ri
...., -
.•Cl4.uJurpnlsrnp "'': ..
,-
-'V:b
un métamorphisme de faible degré de température et de pression.

---

59
-
-
,.j
Ti
"'
','
,
LP
','
~~ • • M
M,
•
.... ',.
MP
,
•
•
',-
',-
',' Ait
Figure 2.7: Diagramme Ti- Ait des amphiboles des métavolcanues de la série de Mako ; la droite de sèpacation
lP = RP (Basse Pression) et MF ( Moyenne Pression) est d'après Hynes (1982)
',0
o.'
". '. ~. ••.'•
••
6,0
7,0
Si
.,0
Figure2.8: Diagramme AlIV· Si des amphiboles des mëravclcanües dela sériede Mato; droite baromèCrique 5
Kbars est d'apres Rease (1974).

---

60
2. Discussions et conclusions
Les paragenèses les plus caractéristiques de la séquence de Mako peuvent être
regroupées en trois types caractéristiques des remobilîsations métamorphiques suivantes:
- une remobilisation métamorphique à la limite zéolite-schiste vert observée dans les
laves massives, mais qui peut avoir été oblitérée dans les autres faciès;
- un métamorphisme régional légèrement prograde qui affecte tous les faciès de la
séquence et provCXlue des recristallisations de type schiste vert dans un climat statique; il se
ferait à des températures entre 400 et 4500 et sous des conditions de basse pression entre 2 et 3
K bars.
- des recristallisations dynamiques dans le faciès supérieur de l'amphiholite qui sont
spatialement limitées; elles affectent les métabasaltes à proximité immédiate des masses
plutoniques.
Les indices de l'existence de phase de déformation dynamique sont visibles au Sud
de Sandikounda au contact des diorites de la bordure périphérique du complexe plutonique lité
de Sandikounda et du panneau de Konkorou : ils se traduisent sous forme de recristallisation
sous tension des basaltes dans le faciès amphibolite à épidote et par l'existence de pillow-Iavas
étirés et déformés, parfois associés à des pillows bréchifiés ; cette déformation induit aussi une
foliation bien visible à certains endroits, Cependant, on n'observe pas ou difficilement de
linéation caractéristique d'un cisaillement Les phases de raccourcissement sont très limitées et
se réduisent à un ensemble de plis mineurs isoclinaux à plans axiaux verticaux, paralléles entre
eux. La phase de déformation aurait plutôt joué en régime d'aplatissement et antérieurement à la
mise en place définitive du complexe plutonique lité de Sandikounda,
La déformation souple des pillow-lavas sur lesquels nous n'avons observé aucune
empreinte de déformation solide, suppose que les laves étaient encore à l'état visqueux. Les
micrcûlonnets représentant les liquides différenciés des diorites de Sandikounda sont exempts
de toute déformation. La phase de déformation aurait donc joué antérieurement à 2239 MA, âge
obtenu pour la mise en place du complexe lité par méthode couplé Rb/Sr et Pb/Pb.
Actuellement, il a été démontré, depuis les travaux ponant sur les conditions
métamorphiques de la crôute océanique (Miyashiro et al., 1971 ; Aumento et al., 1971 ; Bonatti
et al., 1975 ; Méve1, 1984), que les témoins de planchers océaniques sont généralement affectés
de métamorphisme de type basse pression, évoluant depuis le degré zéolite jusqu'au faciès
amphibolite. Ainsi, de tels climats métamorphiques ont été rapportés sur différentes séquences
ophiolitiques: Chypre (Gass et Sweming, 1973), Oman (Coleman, 1977) et Horokanai
(Ishizuka, 1984).
A travers ce cachet métamorphique, le problème qui resson de l'étude des
remohil';<"~'·
H.":~a.hlorphlqllf·S
vii;')
....-çc- ... ~dJl~ ~..-svyuence d~ M.,1".' Clol, ...:,; :>aVOlT s'il Pt~;· ~'~,)Io'~~"
de rapprocher ces remobilisations de c~lles affectant les planchers océaniques. Actuellement, le

---

61
caractère océanique de la série de Mako ne fait aucun doute à travers les études antérieures et
donc le problème est réel. En attendant les conclusions sur la signification et le style de
métamorphisme des panneaux d'amphibolito gneiss de Sandikounda-Sonfara, nous ferons
cependant les remarques suivantes:
-1- le caractère très limité et strictement localisé des zones affectées par la phase de
déformation induis am un métamorphisme de faciès amphibclite, suggère plutôt un rôle
dynamique joué par la mise en place des masses basiques du complexe plutonique lité. Cette
mise en place des grandes masses basiques dans la séquence de Mako aurait induit une
déshydra.:ion et provoqué des recristallisations statiques à l'intérieur de La masse de lave. Au
contact masse plutonique chaude-basalte encore à l'état visqueux, des mouvements de
réajustement précoces en régime d'aplatissement auraient favorisé des recristallisations à la
limite supérieure du faciés amphibolite. Cette phase de compression s'accompagne parfois de
raccourcissement dans les zones de grandes déformation que constituent les niveaux moins
rigides (pyroclastites, schistes conglomératiques de Yélimalo). Dans les formations de Yélùnalo
la défonmtion peut même être de type cisaillement ductile avec déformation ductile de la matrice
et des galets, induisant une foliation bien marquée.
-2- la paragenèse à pumpellyite - prehnite que nous avons observée dans les coulées
de laves massives et déjà évoquée par Ngom (1985) dans les laves du secteur de Sabodala, peut
être liée sans difficulté aux circulations des fluides hydrothennaux de plancher océanique.Le
métamorphisme schiste vert légèrement prograde à caractère général a probablement oblitéré le
faciès zéolite à pumpellyùe- preknùe.

---

62
CHAPITRE 3 - GEOCHIMIE
I.INTRODUCTION
Les travaux antérieurs effectués dans le complexe volcanoplutonique de Mako étaient surtout
axés sur la définition des grands ensembles pétrographiques qui le composent. Plus récemment, les
travaux de Ngom (1985) et de Dioh (1986), s'appuyant sur la géochimie des éléments majeurs et des
éléments en trace, ont permis un début de caractérisation géochimique et d'interprétation
géodynamique.
Afin d'approfondir ces résultats, nous les avons complétés par de nouvelles données de
terrain et de chimie (majeurs. traces). Mais en plus de cette démarche classique, nous insisterons, en
particulier sm l'utilisation des terres rares (REE) pour la caractérisation géochimique, la pétrogenése et
la discrimination des sites géotectoniques. 11 s'ajoute à ces éléments. des données isotopiques (Sm-
Nd, Pb-Pb, Rb-Sr) et de mesures géochronologiques obtenues par le biais d'une collaboration avec
des laboratoires spécialisés du CNRS. Les mesures de Sm-Nd ponant sur les roches volcaniques et
une partie des termes ultramafiques de la série litée ont été obtenues au laboratoire du Professeur
F.Albarède (CRPO, Nancy} par Melle W. Abouchamy, tandis que les autres analyses de Nd-Sm et
celles de Pb-Pb et de Rb-Sr ont été effectuées au laboratoire CNRS de Clermont-Ferrand,
respectivement par Mmes Caen Vachette et P. Vidal, et Mr Y.Vialette. Ces mesures ont porté sur des
échantillons représentatifs préalablement calés sur le terrain et caractérisés au plan géochimique.
Pour une caractérisation plus complète des épisodes volcaniques de la série de Makc, nous
avons effectué. en l'absence d'analyses chimiques complètes parmi les références bibliographiques,
quatre profils chimiques complets (éléments majeurs, éléments en traces el Terres Rares. Les analyses
ont porté sur les formations andésitiques définies par Bassot (1963) dans les secteurs de
Tomboronkoto et Kéniébandi (Sénégal).
Nous avons utilisé dans cette étude plusieurs types d'approche (étude de terrain, géochimie
des majeurs et traces, géochimie des terres rares et isotopes de Sm/Nd, du Pb, et de Rb/Sr. En effet
toutes ces méthodes nous semblent nécessaires et complémentaires l'une de l'autre.
Dans cette optique, il est vrai que l'amélioration des équations théoriques de Shaw (1970)
portant sur les variations des éléments dans les processus pétrogénétiques et une meilleure
connaissance des coefficients de partage (KD) entre minéraux-liquides acquise depuis les travaux de
Gast (1968), Schneltzer et Philpotts (1968), Drake et Weill (1975). ont permis à la géochimie des
Terres Rares de faire d'énormes progrès. De même, elle permet actuellement de mieux suivre le
comportement des éléments dans les processus de différenciation par cristallisation fractionnée ou de
fusion partielle et de mieux approcher la genèse des magmas initiaux. L'utilisation des isotopes pennet
également, elle aussi, de mieux caractériser les sources et les processus magmatiques. Mais il n'en
reste pas moins que toutes ces méthodes dites "récentes" doivent être considérées comme susceptibles
de proposer des modèles qui restent toutefois hypothétiques et en complément des données de terrain.

---

63
Dans la suite de l'exposé, nous serons amenés ~ répéter un certain nombre de termes. Nous
proposons d'utiliser les abréviations suivantes. correspondant aux sigles anglophones, mais d'un
usage courant.
HF SE (High Field Sirenglh ElemenLJ) = Éléments de Haule Densité de Charge (Th. Ta, Nb, Ce. P, 'h,
Hf. Sm.Ti.Y.Yb)
L F S E (Low Field Strength Elements) = Elénents à faible densité de charge (Ba, Sr, Rb, K),
REE5 = Terres reres
LREEs = Terres rareslégéres (La.
.Eu)
UREEs = Terres rares lourdes (Gd
Lu)
(La)N' (Ce)N ete ... v.IwJ-j; du. La, du Ce normalisées aux chcndrites
Eu/Eu-= rapport de la valeur mesurée et de la valeur extrapolée de Eu • partir de celles des éJémeot$
irurnédiatement voisins de l'europium (Sm et Gd); il correspond • l'anomalie en Europium.
LILEs= Luge Ion Litbophîle Elements
Les méthodes et conditions analytiques utilisées pour doser les différents éléments sont [es
suivantes:
a. Les Etëmems Majeurs et Traces.
Le dosage des éléments chimiques classiques par fluorescence des rayons X et par absorption
atomique a été réalisé au laboratoire du Service commun d'analyses de Nancy 1 par R. Montanari et
Mme Y. Penin. 25 nouvelles analyses ont été réalisées sur les faciès les plus caractéristiques des
termes de la séquence. en plus des références analytiques déjà publiées sur d'aunes secteurs de la série
de Mako.
b. Les Terres Rues (REE).
Les Terres Rares + Yttrium ont été dosées au CRPG de Nancy par la méthode d'émission
plasmique lep. Elles porteat suc une quinzaine de profils.
c. Les Isotopes du Néodyme.
Les isotopes du Nd et les concentrations de Sm et Nd, obtenues par dilution isotopique, sont
mesurés sur un spectromètre de masse Cameca TSN 206SA suivant les techniques décrites par
Michard et al. (1986) au CRPG par Abouchamy du laboratoire d,u Professeur Albarède.
d, Les Isotopes du plomb
Ils ont été dosés par Y. Vialeue du Laboratoire de Géologie CNRS de Clermont-Ferrand;
les plombs pour la spectrométrie de masse ont élé séparés à partir d'échantillons de roches totales
suivant la méthode convennonnelle el déposés SUT simple filament Rhenium en présence d'acide
phosphorique et silicagel. L'analyse isotopique a été effectuée sur un speetrométre de masse
CAMECA TSN206. Les rapports isotopiques ont été normalisés par rapport au standard NBS981.
Au cours des mesures, les blancs ont été inférieurs à 5 ng.
IL CARACTERES GENERAUX DU COMPLEXE VOLCANOPLUTONIQUE DE MAKO
1. Processus d'altérutlon et empreintes sur les composltlolls chimiques dei roches de
Mako
1.1. GlnlnlUlA sur les processus d'altér.Uon et critiques

---

64
L'empreinte des processus d'altération, affectant les roches anciennes comme celles du
Birimien, constitue un des problèmes principaux inhérents aux investigations géochi-miques. En
effet, suivant le degré et le type d'altération, les textures et les compositions chimiques originelles
des roches sont plus ou moins affectées, aboutissant à des données chimiques non représentatives
des magmas primaires. De même dans le cas des roches typiques d'environnement océanique, les
effets des remobilisations métamorphiques de type statique ou dynamique sont déjà largement
compliqués par l'interaction basalte-eau de mer. En effet, dans le contexte du centre émissif sous-
marin,le flux de chaleur élevé est propice à une forte activité hydrethermale océanique marquée par
des échanges roche-eau de mer.
Les processus postmagmatiques, susceptibles d'affecter les roches et de provoquer des
remobilisations dans un tel environnement, sont d'une part la spilirisation (altération de basse
température). l'hydrothermalisme sous-marin, et d'autre part les remobilisations métamorphiques.
L'efficacité relative de ces événements dépend de plusieurs facteurs régnant dans le milieu, des
conditions de température. du pH, du potentiel chimique et de l'action du tampon du C02 (Jolly,
1982; Staudlgel et Han, 1983; Mottl, 1983; Beswlck, 1982; Winchester et Max. 1984; Humphris,
1984; Murphy et Hynes, 1986). Dans le cas de remobilisarions en milieu océanique, le degré des
transformations dépend surtout de l'action des fluides hydrothennaux chargés de C02, Cl et F (
Mottl, 1983; Ito el al.1983; Seyfried el Bischoff, 1983; Humphris, 1984).
De nombreuses études (Pearce et Cann, 1973;
Hart, 1976; Wiochester et Floyd, 1976,
1977; Jahn et Sun. 1977;
Humphris et Thompson. 1978;
Mottl et Holland, 1978; Wood et al,
1979; Hanson, 1980; labo et al. 1980; Chikhaoui, 1981; Pearœ, 1982; Staudigel el Hart, 1983;
Beswick, 1983, ...) ont été consacrées au degré de mobilité des différents éléments. Actuellement, à
la suite de ces auteurs, certains éléments.tels que Ti, P, Zr,Y, Nb. Cr, Ni, Pzû5 et Ti02. et les
Terres Rares, sont considérés comme D'ès peu mobiles, contrairement à CaO, NazO, SiûZ. A1203
et certains éléments lithophîles: Rb, K, Sr, Ba, Th (Condie, 1976;
Saunders et Tamey.• 1979;
Crow et Condie, 1987) qui som largement remobilisés.
Ainsi, depuis les diagrammes tectoncmagmatiques (Ti- 'à-Y) de Pearce et Cano (1973), les
différents éléments réputés "immobiles" sont à la base de nombreux diagrammes utilisés dans
l'identification des environnements paléotectoniques des volcanismes, aussi bien anciens que récents
et actuels. Ces divers diagrammes sont basés sur les variations d'éléments peu mobiles. très
représentatifs des processus magmatiques et des caractéristiques des sources magmatiques. Les plus
fréquemment utilisés sont ceux de Floyd et Winchester, 1975; Pearce et Norry, 1979; Pearce et al.
1984; Mullen,1983; Meschede, 1986; Marsh, 1987; Pearce, 1987).
Cependant, malgré l'utilisation abusive de ces diagrammes. il n'existe pas pour le moment
de consensus total autour de cette classification. En effet certains travaux.en particulier ceux
consacrés aux Komatiites et basaltes komatiitiques, ont montré que sous les conditions citées plus
haut, même les Terres Rares peuvent présenter des indices de mobilité. Cette mobilité peut se
traduire par un enrichissement en LREE (Frey, 1969; Hetman et al.1979) ou par-une mobilité
sélective de certains éléments tels que Ce et Eu (Sun et Nesbitt, 1978; Whitford et Arndt. 1978;
'Ul".." .... et Tarney. 19~4' "'Jn"~·~1Dpel1f':rons l'lll~~; :-;'~'D TT "man -t Hende....... -;; ~l-,........., "mt ;"'diqué
des variations des valeurs du rapport I...a/Yb à l'intérieur d'une même coulée basaltique.

---

65
Ces controverses montrent qu'U est Imprudent de généraliser cette classification. Otaque
association de roches volcaniquespossédé son propre style d'altération. suivant la minéralogie et la
composition des différents termes pétrographiques la composant et les conditions physico-chimiques
de l'environnement.
Atm d'éviter toute conclusion erronée, il est impératif conune le signalent la plupart des
auteurs travaillant dans le paléovolcanisme,de tester la mobilité des éléments. Ceci est rendu d'autant
plus indispensable que les différents diagrammes, considérés comme étant les plus fiables, se
reférent presque exclusivement à des séries volcaniques récentes, ce qui ne me paraît pas toujours
une bonne référence. De plus les travaux de H.Bertrand (1987) sur la Signification des diagrammes
teetonomagmatiques usuels Ont montréles limites de ces diagrammes.
La principale difficulté, liée à la recherche des empreintes des processusposrmag- manques
de l'altération des roches réside dans la difficulté à déterminer si les variations chimiques sont
primaires et résultent des processus magmatiques (cristallisation fractionnée, fusion partielle). OU
sont secondaires et imputables aux remobillsarlons postmagmatiques (métamorphisme,
hydrothermalisme) Cette recherche est d'autant plus ardue dans le cas des roches basiques et
ulœabastques, dans lesquelles le plagioclase et le clinopyroxêne contrôlent les processus de
fractionnement. Dans ce cas, les éléments susceptibles d'être remobilisés (Sr, Eu, Ba, Rb) jouent un
rôle important au cours des processus magmatiques. Ces éléments ont un comportement d'éléments
incompatibles et par conséquent lems teneurs varient avec les processus magmatiques (fusion
partielle et cristallisation fractionnée).
1.2. Degrl de mobllltf des flll!meati chlmlquel de. roches de la Sfrle de Mall:o.
Dans la pratique il s'avère souvent difficile de définir avec précision l'ampleur et la nature
des effets de l'altération. Dans le cas de la série de Mako, nous utiliserons des tests d'ordre
pétrographique (textures) et chimique pour cerner au mieux les contrait -es introduites par ces
processus postrnagmatiques dans les compositions chimiques.
1.21. Les donnfes de la pll!trographle
Dans le cas du complexe de Mako, nous avons souvent évoqué.
dans les études
pétrographique el minéralogiques, des trànsfcrmarions postmagmariques entraînant une
rétromorphose des textures initiales.Nous avons noté entres autres phénomènes: une albitisation
poussée des plagioclases. une forte épidotisatlon et une chloritlsation de la mésostase des
méravolcanites.Ces diverses transformations se manifestent soit sous formes d'anastomoses de
filonnets d'épidote, de quartz, soit pu transformations des plagioclases calciques.Il est aussi
remarquable que dans tous les faciès analysés des ultramafites aux mafites existe toujours du quartz
(2-5%). De telles transformations texmrales et minéralogiques s'accompagnent de transfert de
certains éléments réputés mobiles .
la figure 2.9 résume, d'après Condie et a1.(1977) les effets possibles entraînés par
l'épidotisation et la chloritisation des basaltes de greenstone bell.

---

Série
tbcteuuque
1
D46 86119 6119
Msa
ORal
8658
8615
8615
8613
8660
001 1865618655
5102
48.73
49.36
48.38
49.07
49.81
50.42
50.84
51.03
51.4
50
50.07
51,26
52.22
TlO2
0.79
0.78
0.79
0.5
0.77
0.76
0.86
0.86
0.93
0.83
0,80
0.84
0.86
AI203
13.96
14.53
13.73
14.49
14.05
13.7
13.41
13.38
14.42
13.39
14.67
13.58
13.67
Fê203t
12
12.41
13.34
-10.56
11.91
11.64
12.57
12.7
13.47
13.31
11 .31
13.12
12.92
MnO
0.19
0.21
0.21
0.2
0.2
0.2
0.2
0.2
0.21
0.21
0.18
0.21
0.21
M 0
7.63
7.54
8.37
8.79
8.28
8.31
7.08
7.22
6.03
7.83
7.86
7.1 a
6.42
CaO
11.97
10.83
10.83
11.63
12.25
11.58
11.92
11.54
9.17
10.89
11.29
9.97
10.64
Na20
1.57
2.38
1.71
1.17
1.B4
1.6
1.11
1.48
3.17
2.1 B
1.97
2.28
2.13
K20
0.12
0.32
0.4
0.69
0.09
0.19
0.22
0.09
0.23
0.22
0.17
0.19
0.21
P205
-
0.11
0.11
0.08
-
0.1
0.11
0.11
0.21
0.1
0.23
0.1
0.08
P.F
1.51
1,45
1.98
2.78
0.71
1.18
1.67
1.31
0.7
0.97
0.79
0.93
0.51
TOTAL
9B.54
99.91
99.85
99.96
99.91
99.68
99.87
99.92
99.84
99.93
99.34
99.66
99.87
Zr
45
'9
51
38
45
49
55
55
65
52
45
52
54
Nb
5
6
6
3
5
6
6
6
6
5
4
6
5
Sr
136
115
109
127
92
94
97
102
102
112
"
105
Ab
10
21
25
32
13
19
20
21
21
17
dO
15
15
NI
16B
146
213
142
.
140
13B
139
154
123
309
11B
113
Cr
220
412
321
135
-
21 B
265
260
3BO
306
334
145
209
Cu
94
-
61
-
93
60
112
119
0
BO
0
0
y
19
20
19
14
lB
20
22
21
23
' 20
17
21
22
V
246
27B
264
163
251
251
264
244
2BO
251
305
314
Ba
44
71
37
25
28
93
57
,
Fe/M
1.83
1.6
1.6
1.2
1.41
1.4
1.77
1.76
2.39
1.6
1.45
1.9
2.01
Ma
0.57
0.56
0.57
0.63
0.59
0.6
0.54
0.54
0.48
0.55
0.59
0.53
0.51
K/Rb
96.6
123
129
173
56
80
BB
34
8B
104
136
102
113
AbfSr
0.07
0.18
0.23
0.25
0.25
0.2
0.14
0.22
C.21
O. ~ 6
0.09
0.'6
0.14
ZrlY
2.37
2.45
2.68
2.71
2.51
2.45
2.45
2.82
2.56
2.47
2.51
2.47
2.45
ZrlNb
9
8.18
B.5
12.66
9.01
8.16
9
9.17
9.83
8.67
11
8.66
10.8
Y/Nb
3.B
3.33
3.2
4.'
3.61
333
3.66
3.51
3.83
3.5
4.2
3.5
4.4
Tl/Zr
105
96
96
79
103
93
96
95
97
97
107
97
4
TI/P
-
7.B
7.2
6.25
od
7.'
7.82
7.82
7.82
B.4
3.48
B.4
10.75
TIIV
19.2
17
1B
19
lB
21
21
21
17
20
lB
17
TI/Y
249
234
249
214
256
22B
234
24B
243
249
249
2B2
240
Tablcau.ll.ô : Analyses chimiques représentatives des méravolcanircs de la série de Mako

---

0/ .
1.2.2, Les dcnnëes chimiques
a. Les ëtëments majeurs
Le critère classique pour distinguer les analyses de roches altérées est de considérer commele
proposent certains auœurs (LeMaitre, 1976; Midelmost, 1982) que la rocheest en état d'altération si
H20+ COZ = P.F.> 2%. Toutefois cette approximation est souvent arbitraire et fausse. En effet
certaines roches magmatiques fraîches par leur pétrogenèse peuvent contenir des phases fluides.
Le tableau 2.5 donne la composition chimique des échantillons de roches les plus
représentatifs du volcanisme de Mako. Dans l'ensemble, les pertes au feu analysées dans les roches
volcaniques et hypahyssales associées de la série de Mako sont inférieures à 2% et n'excédent pas
2.40 %. Elles traduisent néanmoins la présence de volatils et d'eau dans les échantillons analysés;
mais elles demeurent assez éloignées de celles (6%) obtenues dans les andésites fortement
hydrotherrnalysées de" Daléma (Boher, 1987; Basset, 1987).
Les processus d'altération se traduisent aussi au niveau du fer par un accroissement du
rapport Fe203/FeO, ce qui peut affecter Les compositions normatives des roches que nous avons
calculées néanmoins en prenant Fe3+j (Fe3+ + Fe2+ )::: 0,15, en modifiant les teneurs en diopside et
hypersthène ncrmatlfs (LeMaitte, 1976; Coombs, 1961). Dans le diagramme SiOZ- (Nazo+ KZO)
proposé par LeMaitre (1976) (figILI0) nous constatons que les valeurs sonttrès groupées autour de
0,7.
-(--- PERTE
GAIN
~
_PERTE
GA.IN
--+
-5
-. ., -z
1
2
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S,
R
Figure 11.9: Cœnpœtement des éléments chimiques en fonction de la carbœaiation et de
l'épidotisalion deprés Candie et al. 1917).

---

68
Dans les roches spilitiques, on observe une augmentation des teneurs en NazO accompagnée
d'une chute de CaO. ce qui traduit le phénomène de spilitisation (Stillman et Williams, 1979, Rocci,
1980;
Stephens, ]982; Van Staal, 1987) marquée selon Cann (1969) par une substitution du type
(Ca, Na) - (Na, Si). Dans les roches de la séquence de Mato, les teneurs en Na20 sont assez
homogènes au sein d'un même groupe de roches et ne montrent pas de grands écarts comme on
pouvait s'y attendre avec l'albitisation poussée de certains faciès. Les compositions normatives sont
toutes à quartz ou à olivine et hypersthène alors qu'un gain en Na20 dans la roche s'y traduirait au
niveau de la composition normative par l'exagération des pourcentages d'albite et de néphéline; ce qui
accentue fortement le caractère alcalin de la roche (Graham. 1976; Le Roex, 1983).
Le diagramme NazO- CaO (figIT.II) proposé par Stillman et Williams (1979) permet de
distinguer les basaltes à tendance spilitique des basaltes normaux. Dans ce diagranune,les basaltes
étudiés se localisent dans l'aire des basaltes normaux et sont presque entièrement contenus dans la
portion des basalres frais délimitée par Stephens (1982).
La fone abondance d'épidote dans les roches basiques peut suggérer une augmentation des
teneurs en CaO (Chikhaoui, 1981). Les valeurs de CaO «12,5%) obtenues dans les échantillons
représentatifs sont assez bomogènes pow une teneur en Si02 donnée. Elles se corrélent bien avec
l'indice de différenciation "mg" malgré quelques écarts autour de la droite moyenne d'évolution de
CaO (figll .. 12). Ces taux relativement élevés, reflètent parfaitement la minéralogie primaire à
pyroxène et plagioclase et sont par ailleurs assez typiques des basaltes tholeiitiques.
Nous pouvons donc admettre que les teneurs initiales de CaO ont été peu modifiées au cours
des processus postmagmatiques; les teneurs en CaO nécessaires pour la cristallisation massive des
épidotes proviendraient essentiellement de la déstabilisation des phases préexistantes en particulier les
plagioclases.
Selon Condie (1977), l'épidotisation peut entraîner aussi un lessivage de AlZ03, ce qui se
traduit par conséquent par une baisse du rapport Al203rriOZ et une augmentation de CaO/AlZ03. Les
teneurs en AIZ03 dans les différents types de roches varient normalement avec SiOZ"et augmentent des
basaltes tholeiitiques vers les roches calcoalcalines andésitiques, marquant ainsi le fractionnement
important du plagioclase. F.n outre les valeurs des rapports Al203/fiOZ et CaO/Alz03 des échantillons
les plus aphyriques sont relativement proches des valeurs chondritiques qui sont respectivement 18,5-
ZO et 0,8-1,0 d'après Sun et al. (1979). Les valeurs légèrement divergentes de celles des chondrites se
rapportent en particulier aux faciès andésitiques qui sont peut être légèrement altérés;
mais dans
lesquels le plagioclase légèrement cumulatif a pu jouer un rôle.
D'après les résultats expérimentaux de Mottl (l983), l'interaction eau de mer-roche aboutit à
une capture du Mg++ marin par les phases d'altération, telles que chlorite, trémolite, actinote, et un
lessivage des alcalins et Ca2+ de la roche (Mottl et Holland, 1978; Seyfried et Bischoff, 1981; Mottl,
1983). Au niveau de la roche les transferts eau-roche aboutissent à un gain en MgO et un
appauvrissement en CaO. Dans les roches de la séquence de Mako,les valeurs de Mg0 présentent des

---

69
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5
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Figwe 11.10: Degré d'oxydatiœ des termes du complexe
Figure 11.11: Position des métavolcanltes de la série de Meko
volcanoplmoniqœ de Mako dans le diagramme
dans le diagramme Na2û· CaO. La droite de
Alcalins1 Siûl . Les lignesd'Isoxydaûon
séparation entrechampdes basaltesspiliLiques
(J'd:J/FeO+Fe203)(" en poids)
(Na- spilites) et les basaltes nomeux est d'aprés
sont adaplées d'eprés Lemaitre (1976).
Stillman el Williams (1979). Nous constatons
Traits en tiretés '" rocfIes vocamques,
que l'essentiel des métavclcanltes de Makoen
traits continus = roches plUlDniques
particulier les méabasales sont dans la portion
des basaltes frais (Stepheas (198l).
corrélations. négative avec" mg" et positive avec CaO. Les résultats expérimentaux de Mottl (1983)
dans le système (CaO-MgO) permettent de voir le degré de mobilité de MgO. Dans le cas des basaltes
hydrothermalisés on observe une augmentation de MgO lorsque diminuent les teneurs en CaO. Dans le
diagranune CaO-MgO (figII.12), les pointés des laves de Mako se localisent, dans J'aire de répartition
des basaltes frais de Gœenstone belts (Humphris et Thompson,1978); seules les roches pyrcclastiques
et hypovolcaniques se dispersent parmi les basaltes altérés. La position dans ce même diagramme des
laves de la Daléma réputées fortement hydrothennalysées parmi les roches altérées, semble confirmer
la validité de ce diagramme.

---

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Figure.ll.12: Diagrammes de variation des élémenLs majeurs dans les métavocankes et faciès
hypovolcaruques associés de la série de Malo

---

n
L'étude pétrographique des roches a révélé la présence de microgranules de quartz dans la
rnésostase associés souvent à l'albite et à Iépidote. La présence de ce quartz, même dans les faciès les
plus basiques peut suggérer un enrichissement des roches basaltiques en silice. Le diagramme 5i02-
"mg" (figU.13J indique que malgré l'effet de sillcification constaté dans la pétrographie. les. valeurs
de Si02 se corrèlent bien avec "mg". Cette sillcificaticn des roches est probablement assez limitée
(<5%) pour avoir W1 effet de dilution significatif dans la composition de la roche.
Les coacenrraiions en P105. Ti02. MnO 'Varienttrès peu et cooforrne à celles observées pour
ces éléments d2.I15 les roches tholeütiques. n semble donc possible de considérer que la concentration
en ces éléments mineurs est très peu modifiée el reflète prnbablement Ia composition initiale du liquide
à partir duquel les roches ont cristallisé.
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FigureD.13: PMition ~ laves de Mako. dans le diagramme CaO/MgO. En comparaison, les basaltes Irais
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~~,:ns et Thompson(1978) et Mou..l (1983). Lescroixsont Irsbasaltes hydrorhermallsés de

---

72
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Figure 11.14: Diagrnmmesde variations des éléments en traces des mëœvclcanües
faciès brrovolceolqoes associés de la série de Mako

---

13
b. Les éléments en traces
Les éléments en traces ont des comportements différents au cours des processus d'altération.
de métamorphisme et de déformation ductile.
Certains éléments de transition conune Cr, Ni et V sont considérés comme très peu mobiles et
sont très souvent utilisés dans les discussions pétrogénétiques (Winchester et Floyd. 1976; Pearce,
1982 etc...). Leur conœntrariœ dans la roche est contrôlée par le fractionnement du cljnopyroxêœ, de
l'olivine et des spinelles. Les corrélations positives Cr-t'mg", Ni-t'mg" et négative V-"mg" (figll..l5),
indiquent que Les teneurs de ces éléments dans les roches dépendent essentiellement des processus
magmatiques et que les processus secondaires n'ont pas modifié de façon significative les
concentrations initiales.
Les ULE tels que Rb, Sr. Ba, K et, dans une moindre mesure, U sont réputés très mobiles
dans les roches basaltiques soumises à de l'hydrothermalisme, au métamorphisme même de faciès
zéolite, et à des événements tectoacthermiques (Han, 1971; Mittchell et Aumenro, 1977; winchester et
Max, 1984). Durant ces processus, ils sont plus ou moins enrichis dans les roches (Cmw et Condie,
1987). Dans les diagrammes inter-éléments (figII..15), ces différents éléments présentent une grande
dispersion. Cependant, en dépit de cette mobilité attendue, leurs concentrations dans les roches
étudiées restent assez faibles et proches des valeurs observées pour les tholéÜ1eS océaniques.
Les HFSE (Zr, Y. Nb), par contre, sont réputés peu mobiles et demeurent le plus souvent
stables durant la rétromorphcse dans le faciès schiste vert (Smith et Smith, 1976;
Coish,1977;
Morrison, 1978; Ludden et al., 1981;
Meschede, 1985). Dans les laves de la série de Makc. Ies
valeurs des rapports TiIZr, TiIY. Zr/Y et Nb/Y sont proches des valeurs chondritiques définies par
Wânke et al. (1974), Sun et Nesbltt (1977) pour ces éléments (TilZr= 105, Ti/Y=200, Zr(y=2,5,
Nb/Y=O.,3). Par centre, dans les pjreclastites et roches hypovclcaniques de la partie nord de la série de
Mako et les andésites de la partie sud, les valeurs de ces rapports sont différentes et s'écartent des
valeurs chondritiques. Llmmobiljté de ces éléments suggère que ce comportement résukerair plutôt de
différences existant au niveau du magma primitif.
C. Les Terres R.ues et le thorium
Dans le cas des roches de Mako, nous constatons d'une part: un léger enrichissement en
LREE.. par rappon aux HREE.. et d'autre part: des anomalies très peu marquées en Eu malgré le
fractionnement important du plagioclase, mais que nous ne pouvons attribuer avec certitude ides
phénomènes post-magmatiques.
Les concentrations en Terres Rares et thorium sont généralement très peu modifiées pu les
processus postmagmariques. Cependant dans certaines conditions que nous avons déjà évoquées pLus
haut, les processus postmagmatiques peuvent aboutir à une mobilité sélective en La, Ce et Eu alOrique
les Terres Rares lourdes (HREE) sont plus stables durant ces processus (Frey, 1969; HeJmann et al,
1979 Witford et Arndt, 1978). La mobilité de ces éléments peut en effet entraîner dans le cas des
MORB ~ un léger enrichissemc:nt en LREE< ou d'une façon plus générale des anomalies positives ou
négatives d'Eu en dépit de l'absence apparente de fractionnement de plagioclase (Cartel et Arndt,
1987).
En l'absence de critère objectif qui nous permette de mettre en évidence la mobilité de ces
éléments. nous admettrons que les concentrations initiales en La, Ce et Eu du magma primaire sont

---

74 .
restées stables. Les anomalies en Europium observées dans les roches qui ne semblent pas refléter
l'importance du fractionnement du plagioclase, s'expliquent par l'intervention d'autres phases
minéralesdans Jefractionnement de la roche.
C)
Condu!'llon
A la lumière des considérations exposées ci-dessus. nous retiendrons, que le métamorphisme
général de type schiste vert ayant affecté les roches de la série de Mako, a très peu modifié la
composition initiale des roches. Si la distribution de certains éléments majeurs tels que Na20, K20 et
5i02 a été plus ou moins perturbée par les processus secondaires, les autres éléments chùniques sont
restés plus ou moins stables.
Les phénomènes d'épidotitisation, d'albitisation et de chloritisarion sont probablement Hés à la
circulation de phases fluides associées à une faible proportion d'éléments authigènes, provenant de la
transformation des phases minérales initiales.
Les arguments pétrogénétiques et de discrimination basés sur les éléments suivants: sial,
MgO, FeOt, A1203. Ti02• P20S Mn, Ni, Cr, V, Zr, Y, Nb, Th et les Terres Rares, me paraissent
,
pouvoir être utilisés dans les discussions des processus magmatiques. Par contre, les concentrations de
Na20, K20, CaO, Sr, Rb et Ba, malgré les modifications souvent faibles constatées dans leur
distribution, sont sujettes à caution.
2. Caractères chimiques et affinités magmatiques
Les teneurs en éléments majeurs et en traces,Th, U et celles des lanthanides des différents
faciès volcaniques et roches hypabyssales, associées, sont données dans les tableaux 2.7. et 2.8. Dans
ces tableaux, les compositions des échantillons représentatifs sont classées en fonction du rapport mg
number ("mg"=Mg I(Mg + Fe+2), avec Fe+3 = 0.15 x Fe203t (Moeres, 1975;
Brooks, 1976). Le
rapport mg constitue un bon indice de différenciation et est préférable à l'indice de différenciation (Dl),
faisant intervenir la silice et les alcalins, que nous avons considérés comme mobiles lors des processus
d'altération et des remobilisations métamorphiques. Il est également important de remarquer que mg est
indépendant de la contamination crustale éventuelle, car les granites et les sédiments n'ont que très peu
de Fe et Mg.
Les études antérieures dans le secteur de Mako ont défmi deux grandes unités magmatiques
(Basset, 1963; Debat et al., 1982, 1984; Ngom, 1985; Dioh, 1986; Dia et al., 1987). Les
compositions chimiques des formations métavolcaniques et hypovolcaniques du complexe montrent en
effet une répartition bimodale de Si02 entre 48,4 et 62,5%. La. distribution des divers éléments
chimiques dans les roches composant la série de Mako, est caractérisée par l'existence d'un gaz
chimique souvent très net. Ainsi, l'enrichissement en fer et, dans une moindre mesure, en Ti02
observé dans les roches basaltiques au cours de la différenciation, disparait dans le groupe des
pyroclastires, andésites et roches hypovolcaniques associées.
La. position des pointés des différents termes dans les diagrammes de classification (ZrrriOi)-
(Nb (Y) de Winchester et Floyd (1977) et (Na20 + K20) -Si02 adapté d'après Cox et al (1979)
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coulées de laves sont en quasi-totalité dans le champ des basaltes francs, sauf les points 8655 et
86l3·qui sont dans les basaltes andésitiques.

---

75
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Figure.lI.J6: Répartition des métavolcanhes et mëtaptutcnhes
de classification chimique (Na20 + IC20) 15102
du complexe de Mako dans le diagramme
d'aprés Cox, Bell & Pankhum (1979).
(Zr/TiÛ2-Nb/Y) de Winchester et Floyd (1977).
Selon les critères pétrographiques et chimiques de la nomenclature de Gill (1981, 1987),les
roches de la série de Mako dans le secteur de Laminia-Sandikounda peuvent être subdivisées en deux
séries distinctes .
Une 5~r1e basique tbolelltlque (48<SI02<53'%), formée de basaltes francs dont les valeurs
faibles de pertes au feu témoignent de leur état peu altéré; elle est représentée par les métalaves et
métadiorites à. caractère bypcvoicanique.
Dans le diagramme normatif de Yoder et Tilley (figll..17), hormis les échantillons 119A et
119C qui représentent les basaltes massifs de la séquence volcanique avec une norme de tholeiite à
olivine (01 <3% ), tous les autres faciès du complexe sont des tholéiites à quartz, Toutefois la
localisation de ressentit! des tennes basiques parmi les tholeütes à quartz n'est pas tout à fait nonnale.
EUe est probablernent üée à la silicification de certains faciès basiques, qui se traduit par la présence
dans la mésostase d'un œrtaîn pourcentage de quartz exprimé.

---

76
Les roches se caractérisent par des valeurs faibles à moyennes du rapport mg number (mg =
(MgO/40) /(MgO/4lH- FeOfl2) comprises entre 0,48 et 0,65 pour FeO = 0,85 X FezO, total. EUes sont
pauvres en Sr, Ba. et en K20 et possèdent égalemcuc .::1\\;:5 teneurs moyennes en Zr (33 - 65 ppm) et en
A120) (13,38 - 14,49%) et sont enrichies en MgO. CaO. Cr, Ni. Leurs teneurs en TiÛ2 sont toujours
inférieures à 1,0 % (entre 0,76 et 0,93 %).
Le fractionnement des lanthanides se caractérise par la faible concentration en Terres Rares Cl 0
à 15 fois le niveau des chondrites) et un léger enrichissement en LREE par rapport aux HREE
<ùlN/YbN =1,11 - 3,51).
Une série Intermédiaire calco-alcallne (SS<SIOZ<63%), constituée d'andésites basiques
(53<5i02<51) représentées par les pyroclastltes et d'andésites acides formées par les rrétatonalltes.
Ces roches se distinguent des laves basaltiques précédentes auxquelles elles sont associées sm-
le terrain par leurs teneurs plus élevées en Sr, Ba. K20. Na20. Zr et Al203' Dans ce groupe de roches.
les valeurs de J'indice de différenciation "mg" passent de D,52 à 0,60 dans les pyroclasutes et
augmentent fortement dans les faciès hypovolcaniques (0,75) malgré l'augmentation de Si02_ Elles
sont plus pauvres en MgO, Cr, Ni. Les teneurs en Nb, Y. Rb, V, Ti varient très peu et sont dans
l'ensemble les mêmes dans les deux groupes de roches.
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---

Pour une comparaison plus complète entre les deux secteurs et en particulier entre les épisodes
calce-alcalins, nous avons effectué, en J'absence d'analyses chimiques représentatives dans les
références bibliographiques, quatre profils chimiques complets (éléments majeurs, éléments en traces et
Terres Rares (Tab1.2.5). Les analyses ont porté sur les formations andésitiques définies par Bassot
(1963) dans les secteurs de Tcmboronkotc et Kéniékéniébandi (Sénégal).
Les coulées pyroclasriques du secteur de Laminia-Sandikounda sont à composition de basalte
andéslrique et d'andésite. Les pyroclastites de Tomboronkoto, relativement enrichies en 'il (108- 118)
et en TiOz (0,84 %), et plus pauvres en SiOz par rapport aux pyrcclastites du secteur de Laminia .
Sandikounda, montrent une évolution vers les andésites acides, tandis que les laves de
Kéniékénlébandiont des compositions d'andésite acide à rhyodaciœ.
Si, au niveau des majeurs et traces, les différences ne sont pas très nettes, les deux groupes de
roches constituant la série bimodale de Mako se distinguent surtout au niveau du fractionnement en
REE. Dans le groupe que constituent les pyroclastites et métagabbros, ce fractionnement est marqué
par des concentrations en REE plus prononcées (50 à 100 fois les chondrites) el un fort enrichissemenl
des LREE par rapport aux HREE (LaNIYbN entre 7,62 et 8,63). Ces caractères distinctifs sont
beaucoup plus prononcés dans les pyroclastites et laves andésitiques affleurant dans la partie sud de la
série de Mako
Le volcanisme à caractère intermédiaire et acide de Mako dans l'ensemble de la série est assez
diversifié, depuis les andésites basiques jusqu'aux rhyodacites. Il constitue de ce fait une province
volcanique birimienne du type basalte-rhyodacite, comme celles observées dans d'autrès secteurs
birimiens de J'Afrique de l'Ouest (Burkina faso, Côte d'Ivoire). Néanmoins, malgré la fréquence dans
la partie sud d'épisodes volcaniques siliceux, la série de Mako reste caractérisée par la prédominance
des termes basiques à J'opposé de la série de Dalérna dans laquelle le volcanisme basique est ms réduit
(Basset 1987; Boher, 1987).
Ill. GEOCHIMlE DE LA SERIE THOLEIITIQUE DE MAKO
1. Caractéristiques gëoehtmlques
1.1. Les éléments majeurs.
Le tableau 2.6 donne la composition chimique des échantillons de roches les plus représentatifs du
volcanisnme de la série de Mako. Les différents tennes sont à composition basaltique. Les teneurs en
SiO Z- sont comprises entre 48 et 52 % avec une valeur moyenne de l'ordre de 50 %. Les valeurs
relativement faibles de mg sont différentes de celles des compositions primitives, c'est-à-dire hors
d'équilibre avec les teneurs en MgO d'olivine mantellique (SWl et al., 1979). el indîquent que les laves
représentent des liquides évolués.

---

7M
Les termes basiques tholeütiques du secteur LS se caractérisent par leurs faibles à très faibles
teneurs en Ti02> P20S et possèdent des teneurs en CaO. des rappons NaIK relativement élevés, ces
caractéristiques chimiques les rapprochent des tholeiites de plancher océanique (Engel et al, 1965, Kay
et a1., 1970; Stepenson et Hensel, 1982); jeurs teneurs en MgO relativement élevées, les faibles teneurs
en Na20, Ti02. Al203 en font des tholeîites océaniques riches en MgO et leur confèrent un caractère
transitionnel entre les tholeiltes d'arc insulaire et les MûRB actuels (Erland et Kable, 1971; Langmuir
et al., 1977; Melson et Thompson, 1978).
Les basaltes sont caractérisés parun légerenrichissement en fer au cours de la différenciation;
les teneurs en Fe203 augmentent de 10.56 à 13,49% lorsque les valeurs" mg" diminuent des termes
basiques vers les plus acides; ret enrichissement moyen en fer est conforme à l'affinité tholéiitiqœ de la
série.
Les valeurs de Ti02 augmentent corrélativement avec le fer, mais demeurent toujours
inférieures à 1% (0,50-0,93%); de telles valeurs en Ti0 2 sont proches de celles des tholedtes
océaniques (Sun et Nesbîtt, 1979).
Les teneurs en MgO, quant i elles, varient peu: elles diminuent de 8.79 i 6,03% avec
l'augmentation des teneurs en Si02. Cependant la somme Fe20)l + MgO est presque constante et
proche de 19% durant l'évolution de la série tholeütique.
Les valeurs de CaO sont assez bien calquées sur celles de MgO; eUes diminuent légèrement de
12,25 à 9,17%. ce comportement est i mettre en relation avec la présence au liquidus de clinopyroxène
et de plagioclase dans le fractionnement en basse pression des thojeiites.
Les teneurs en alcalins (Na20, K20) accusent quelques fluctuations; ce componement
s'explique surtout par la grande mobilité en général de ces éléments au cours des remobilisations
postmagmatiques, constatée par de nombreux auteurs (Baragar et al.,1979; Gélinas et al.• 1982;
Ludden et al., 1982). La teneur en K20 la plus élevée (0,69) correspond à celle de la lave à texture
spinifex MS0 2 et à paragenèse primaire presque entièrement remplacée; dans une telle roche.
l'enrichissement en K20 est certainement lié à la séricitisation des plagioclases et à la déstabilisation des
grosses amphiboles trémolitiques; les teneurs en Na20 sont très peu élevées (moyenne 2%). La valeur
maximale (3,17%) de l'échantillon (8613) s'explique par la texture plus grenue légèrement cumulative
en plagioclases plus sodiques. Cette valeur élevée de Na20 se corrèle bien avec la forte teneur en Al 2Û3
de la même roche; l'albitisation assez poussée de la roche a dû jouer aussi sur l'enrichissement en
sodium. Globalement, les valeurs en K20 des laves tholeiitiques de Mako sont relativement faibles
(0,09-0,69 %), avec une moyenne <0,2% qui les classe parmi les Low-Kctholeiites (Gill, 1981).
Les pourcentages en AI20) moyennement élevées (13,38-14,42%) pour des teneurs faibles en
Ti0 2,constituent une des caractéristiques principales des basaltes tholeütiques de la série de Mako. Les
valeurs des rapports Al20yï ï Û2 et CaOrr102 faibles sont typiques aussi bien des tholéiites de type
MORBs que des tholeiites d'environnement d'arc insulaire (Sun et al., op.ictr ; Harper. 1984; Gill,
198.1).

---

79
1.2. Les éléments de transition (NI, Cr, V)
Les teneurs en éléments de transition des rholeütes étudiées sont assez élevées (110 < Ni <
215 ppm, 135 < Cr < 400ppm, 160 < V < 265 ppm).
Les teneurs en V présentent une corrélation négative avec Ti, typique des trends de fractionnement des
thcléiites au cours de la différenciation. Les valeurs de V obtenues dans les tholeütes de Malo (secteur
nord) sont comparables à celles proposées par différents auteurs (Sun et al., 1979; Wood et al., 1979;
Frey et al., 1974; Le Roex, 1981) pour les basaltes de type MORB. Cependant, les valeurs des
rapports TVV (entre 17 et 21),pour des laves basiques à teneurs en Ti toujours < 5600 ppm sont aussi
bien compatibles avec des MORBs qu'avec des tholeiltes d'arc insulaire (Shervais, 1982; Giraud et al.,
1984). Elles sont aussi très comparables à ceUes proposées par Dupuy et a1.(1982) pour les tholeiites
de l'arc insulaire des Nouvelles Hébrides et par Gill (l987) pour celles de de l'arc insulaire de Fidji.
Globalement, les teneurs en Ni et Cr diminuent avec l'accroissement de l'indice de
différenciation. Nous constatons un appauvrissement assez prononcé en Ni et Cr. Ce trend de
variations des thcleiites de Malo les rapprocheraient des basaltes primitifs des planchers océaniques
(Bougault et Hekinian, 1974).
1.3. Les Éléments Lf thophfles e Zr, Y, Nb (HFSE), REE et Th, D, Ba, Sr Rb (LFSE)
1.3.1. Zr, Y, Nb (HFSE)
Ces éléments, en particulier le Nb, le Zr et l'Y sont assez stables et leurs variations ne sont
influencées ni par les processus de cristallisation fractionnée, ni, comme déjà discuté, par les
remcbilisations postmagmatiques. A cause d'une incompatibilité très variable suivant les éléments,
leurs rapports comme Zr/Nb, Zr/Y et YINb, sont très significatifs du caractère appauvri ou enrichi du
manteau (Sun et al., 1979; Drake et al, 1985; Weaver et al., 1985; le Roex et al., 1985). Le tableau
2.7 résume les valeurs de ces rapports dans les tholeiites de Meko et les compare aux valeurs
chondritiques et à. celles des différents types de MORB·· définis par le Roex et al. (1985) et à celles
d'autres types de volcanisme basique(arc insulaire et thcleiites d'arc) .
Les roches tholéiitiques de la série de Mako sont également caractérisées par des teneurs
faibles et assez constantes en ces éléments. Les teneurs augmentent légèrement dans les termes les plus
évolués: le Zr varie de 45 - 65 ppm, l'y de 14 à. 22 ppm et le Nb de 3 à 6ppm avec des moyennes qui
sont respectivement de 50. 20 et 5 ppm.
Les rappons inter-éléments entre Nb. Y et Zr ont des valeurs qui sont dans l'ensemble assez
proches des valeurs chondritiques (Sun et al., 1979) et intermédiaires entre celles des N-MORBs et P-
MûRBs définis par le Roex et al. (1985). Ils soulignent le caractère appauvri des tholeiites de Mako en
éléments incompatibles de type HFSE, ce qui permet de les rapprocher des tholeiites d'arc insulaire
(While et Patchett, 1984; Hawkins et Melchior, 1985).
1.3.2. Terres Rares et Thorium
Les analyses des Terres Rares sont reponées sur le tableau 2.7 et les différents spectres des
valeurs normalisées par rapport aux chondrites sont représentés sur la figure 2.18.

---

80
Sèrie
tholéiitique
Série cal co- alcaline
D46S 8655
86158
8613
MS02 86.36
8616
8607
004
8801
8802
8803
L.
3.55
9.63
3.05
313
3.02
12.52
18,41
27.13
36.33
23.78
41,42
13,14
1
C<
12,59
34,86
13.89
1429
10.%
31.53
36.13
60 52
70.68
49.3
95.51
33.37
Nd
8.17
20.25
5,42
5,17
4.53
15.76
16.55
26.15
43,91
21.1
46.46
14,72
1
Sm
2.84
5.57
2.22
2.11
1.61
4,28
3.66
6.31
8.72
4.34
9.53
3.82
Eu
099
1.58
0.99
0.77
0.77
1,32
1,01
1.68
1.94
1.33
2.38
1,17
Gd
2,67
4.58
2.51
2.18
1.68
335
2.77
4.91
5.92
3,11
6.69
3,49
D,
2,93
3.61
2.78
2.51
1.93
2.75
2,21
4.06
4.92
1.92
3.74
3.27
E,
1,71
1.92
1.68
1.54
1.05
1,43
1.19
2.21
2.69
0.93
1,57
1.89
Yb
1.81
185
1,85
1.63
1,09
1,43
1,31
2.41
2.84
0.83
1.34
2.08
Lu
0,24
0.31
0.31
0.28
0,18
0,22
0,19
0,36
0,34
0,14
0,17
0,29
LaN/YbN
1,32
3,51
1.2
1.3
1,87
5.91
9.5
7,62
8,63
19,36
20,88
4,26
LaNfSmN 0,86
108
0,73
0,95
1,17
1,85
3,17
2,7
2,62
3,45
2,73
2,16
GdNlYbN
1 2
109
0,86
0,78
1,18
1,89
1,71
1.98
1,68
2,88
4,03
1,09
Tableau.Il.? ; Compositions chimiques en Terres Rares des metavolcanites de la série de Mako

---

81
Les roches sont caractérisées par lU1 faible fractionnement en REE de 10 à 20 X chondrites
dans les LREE et de 8 à 12x chondrites pour les HREE et des valeurs en YbN faibles (entre 6,6 et
Il,2).
Dans les différents spectres, le Ce est légèrement enrichi par rapport au Nd lui-même enrichi
par rapport au Sm. L'anomalie positive en Ce, constatée sur la' plupan des échantillons pourrait être
liée. soit à une légère mobilité des LREE; durant les processus postmagmatiques (Dcstal et al.• 1980;
Gîraud et al., 1984), soit à une anomalie analytique. Pour notre pan, nous la considérons comme tout à
fait caractéristique des processus magmatiques et elle serait surtout liée au fractionnement précoce de
l'olivine et du clinopyroxène. En effet,les valeurs de Ce dosées dans le service d'analyse du CRPG,
sont presque identiques à celles obtenues dans les mêmes échantillons au cours des analyses
isotopiques effectuées dans le laboratoire de géochimie isotopique du CRPG. De plus les rapports
La/Ce, CefY légèrement supérieurs au rapport chondririque (figII..I9) définissent un trend linéaire
passant par l'origine des axes.
Nous constatons que le fractionnement des REE dans la série tholéiitique est marqué par un
comportement allant du type appauvri en LREE vers un type légèrement enrichi en LREE par rapport
aux HREE. Les variations constatées se font des termes primitifs vers les plus évolués; ce passage est
marqué par l'appauvrissement en Cr, Ni et MgO et un léger enrichissement en Th dans les liquides.
Cette corrélation positive, entre le degré de fraction- nement en REE d'une pan et les valeurs du rapport
(LaNfYbN) d'autre part par rapport à la différenciation, suggère que le degré de fractionnement de la
roche et les différents processus magmatiques ont contrôlé les teneurs en REE et la distribution des
LREE/HREE.
Dans l'ensemble, les tholeütes de la série de Mako sont caractérisées par des rapports
(LaN/YbN) qui varient de Ll I à 1,87 et passent à 3,51 dans le basalte 8655 à composition d'andésite
basique, et de légères anomalies positives en Eu à la limite des erreurs analytiques (l,12).
tfJ 50
W
8655
f-
-a:0z0J:
U
- .,
tfJ
w '0 -
J:
U
0
a: 5
La Ce
Nd
Sm Eu Gd
0
Er
Yb
Figure .11.18: Spectres de Terres Rares des esmes de la série Lholéütique de Mako
( Valeurs de normalisation Cl ; Bversen • 1978)

---

82
120
100
60
E
c. 60
Cl.
c
CIl
-'
o
' 0
c HONORITIC RATIO
40
20
100
150
200
250
50
100
Ce \\::>pm)
Y
Figure Il. 19: diagrammes de corrélation LalCe el CelY dans les Tholéütes de la série de Mako.
Ces valeurs proches de l'unité indiquent un léger enrichissement en LREE par rapport aux
HREE el une pente de fractionnement presque plate, sauf pour l'échantillon 8655 qui se caractérise par
un fractionnement plus important en LREE.
Dans le détail, la série tholeiitique de Mako est caractérisée au niveau des Terres Rares par des
rapports (LaN/SmN) qui varient de 0.78 à 1,20. Ces caractéristiques indiquent une association de
roches légèrement appauvries à légèrement enrichies en Terres Rares légères et à pente de
fractionnement subplate et relativement constante.
Le fractionnement des HREE se caractérise par des rapports (GdN/YbN) entre 1,08 et 2,00,
ce qui traduit un fractionnement régulier des Terres Rares moyennes aux Terres Rares lourdes.
Les valeurs de Th obtenues dans certaines des laves les plus caractéristiques des tholeiites de
la série étudiée sont toujours faibles « 0,3).
1.3.3. Ba, Rb, Sr, U (LFSE)
Malgré le caractère mobile de ces éléments que nous avons précédemment discuté, leurs
teneurs dans les roches de la série tholéiitique de Mako sont faibles (25 < Rb < 90, 85 <Sr« 136 ppm),
en particulier par rapport aux teneurs considérées par Gill (1970) comme typiques des laves
orogéniques.
Les teneurs en U sont constantes à l'intérieur des laves tholeiitiques et proches de 0, J5 ppm;
elles som comparables, à ce titre, à celles obtenues par Wood et al. (1Q79} dsos les thcleiites de type
MORB de IPOD Leg 49. Les rapports Th! U sont trës élevés par rapport à ceux qui sont typiques des
laves frarcnes \\J-'-I) <,;.L varient largemem ù-e J.V .. 1.1, autre inalc<luvu:~••~ ~ WI leSSivage 1.1.... J.......:....:_••••

---

83
2. Carucrërtsauon du site gfod,namlque.
2.1. Le problème des komatlltes
Les résultats pétrographiques ont montré que lê! texture en spinifex rencontrée dans les laves
massives (Ech. 8610, MSOz) respectivement du secreur tord ( Laminia-Sandikounda) et du secteur de
la partie Sud (Makc), n'était pas typique de celle définie ons les vraies séquences komariitiques.
Fe ... T;
".
Tole,itil:
,
','
, ,
,
," "
" ,
KO...otitie
KOlflgliite
Saillir
Colc_oJkoline
Ar
M.
Figure Il. 20: Diagramme AI - (Fe+ Ti) • Mg de Jensen ( 1976 desmétavocanttes de la strie de Mako
OFB= Basaltes tholéüûques des rJanebers océanques.
/
"''ii-Til
H.Th
,
,
,
•
i
, .
G,r
O,l
0,4
0,'
0,'
0.'
Q'
0.9
',0
!CetOIT'! l'dOn ... "';")1
FigureD. 21: Diagrammes A/203 ('lb) - (F~1)KFe2ÜJT - MgO) avec en référence les aires de
répartition du complexe komatiitique de Munro (Andl, 1911); ctassi~cation ~ Mg- ~h
(Tholeiites magnésiennes), N.Th (ThoIeiilcS normales), Fe.Th ( iholeiües ferriféres) d aprés
. Viljoen et aJ.( 1982).

---

Sur le plan chimique,les roches basiques thcleiitiques relativement riches en MgO (MgO= 6-
10 % : Canil, 1987) comme celles de la série de Mako ont été souvent rapprochées des roches
archéennes. Il subsiste néanmoins une incertitude; en effet. ces tholéiites peuvent représenter, soit les
termes différenciés d'une séquence komatiitique (Arndt, 1977; Blais et al., 1917; Auvray et a1.,1982)
soit les termes primitifs d'une série tholelirique normale. La distinction entre les deux types de liquides
tholeiitiques n'est pas aisée à établir.
Dans les diagrammes (Fe+Ti)-Mg-Al de Jensen (1976) (fig2.20), Al203-/(Fe203t
+ MgO) SiOrMgO (figII..2l) et en accord avec la nomenclature de Nesbitt (1982), les compositions
des termes de la. série tholeiitique de la partie nord (secteur Laminia-Sandikounda) de la série de Mako,
de même que la lave MS0 à texture de spinifex prélevée dans la partie sud (village de Mako), tout
2
comme certaines laves du secteur de Sabodala étudiées par Ngom (1985). sont entièrement localisées
dans le champ des basaltes tholeiitiques ferrifères.
Ces observations ne permettent pas de rattacher la série tholeiitique de Mako à une suite
kcmatiitique, en particulier le complexe du secteur Laminia-Sandikounda., dans lequel les termes
ultramafiques associés sont des cumulats de plutunites et non des laves ultramafiques communément
rencontrées dans les provinces kcmatiitiques connues.
2.2. Comparaison avee les environnements géodynamiques modernes
Actuellement, il est évoqué pour la mise en place des manifestations volcaniques anciennes ou
récentes, quatre types principaux d'environnement tectoniques. Ces quarres sires géoteetoniques sont:
les rides océaniques, les bassins d'arc insulaire, les bassins marginaux et les rifts inrracenrinentaux.
Pour le volcanisme basique de la série de Mako les études antérieures basées sur l'exploitation
des éléments majeures et quelques éléments en traces, avaient permis la mise en évidence du caractère
tholeütique océanique de la série de Mako et les modèles suivants ont été proposés:
- Bassot (1963), avec le développement de la notion de géosynclinal, l'interprétait la série de
Mako comme représentant le sillon eugéosynclinal, alors que les séries du Dialé et de la Daléma plus à
l'Est correspondraient plutôt au sillon mlogéosynclinal.
- Ngom (1985), Dioh (1986), Deschamps et al.(1986) et Dia et al. (1987) avaient conclu à une
mise en place dans un environnement comparable à celui d'une ride médie-océanique, suivant un
mécanisme de rifring intraccntinental,
2.2.t. Apports des éléments majeurs
Dans les diagrammes FeOt-FeO / MgO et Ti02- FeOt/MgO de Miyashiro (1976) (fig2.22), les
laves de Mako suivent une tendance caractérisée par un enrichissement limité en fer et par des teneurs
en Cr et Ni relativement faibles.Ces caractères les rapprochent des tholèiites abyssales et démontrent
aussi leur caractère isotitané (Bébien,l 980), traduisant des teneurs faibles en Ti02 « 1%).

---

85
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"
(al
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~'O/"'gO
c
•
, F'O/lIeO
Fi ure.n.22 :Répartition des métavolcanites et roches hypovolcaniques as~iées.de la série. de
g
Mako dans les diagrammes: a) - FcO* 1 (FcO·' MgO): ~Iyash!~ (1973),
b)- Tim- FeO· /MgO (Mi."ashiro. 1973 ; Béhicn , 1980) . L ASS()ÇLa110n dans le
complexe de Mako d'une série tholéüuque (méla~saItcs) avec ~ne nene ten~cc
évoluuve de Iholti.ites. abyssales crA) et d'une séne celee- ~ne (pYIflasutes et
faciès hypavokaniques) est assez nene. Nous constatons aUSSI le caracte:re ortement
Isoûtané des roches de Mako.TA =- üiolelues abyssales,.Th.=- Domaine
Lholéitique" Ca= domaine calce- alcalin, AT "'" caractérc nnisoutané, rr "" camct.ére
isotitané
En dehors de leur affinité tholeiitique confirmée, les laves de Malo du secteur Laminia -
Sandikounda som aussi caractérisées par des rapports Fe/Mg assez: élevés et des teneurs en Al203
faibles (14 - 15 %) qui les rapprochent.des tholéiites océaniques (Shido et al., 197J) et des thcleiites
d'arc insulaire (Jakes et Gî14 1970). L'utilisation des éléments majeurs et éléments mineurs suivants:
FeO·. MgO, AI20], nos, MnO est ici préconisée dans différents diagram -rres de discrimination
spécifiques des environnements géotectoniques (Pearce et al., 1977; Mullen, 1983). Dans le cas des
roches de la série de Mako, les teneurs en ces divers éléments sont restées relativement stables au cours
del'hydrothermalisme océanique elles remobilisations métamorphiques schiste-vert. Cc:st pourquoi,
nous avons resté les laves dans les diagrammes Ti02-MnO-P20S (MuUen, 1983) et FeO-MgO-Al2ÛJ
(Pearce et al., 1977).

---

86
..~ .'----"',
• •
•
•
CAB
V
•
•
V
V
•
IO"loiInO
"
Figure.II.2~: Dia.gramme1102 - MnO - ~5 de M.ullen (1983); OIT= tholélitcs océaniques d'arc
tasuïaire, MORB= basaltes des mies médie-océaniques, IAT= rholéiltes d'arc insulaire ;
OIA = basaltes alcalins océaniques. CAB,=bas.alles calco- alcalins (basaltes caïco-alcalins
d'arc).
Dans le diagramme Ti02-MnO-P20j (figII..23), la séparation entre les domaines des
MORB et celui des tholeiires d'arc insulaire est bien nette. Les points représentatifs de la série
tholeiitique sont tous localisés dans le domaine lAT. Nous remarquerons la position très
caractéristique de l'ensemble intermédiaire à acide associé. Les différents termes de cet ensemble à
teneur en TiO z très faible présentent une affinité de basaltes calce- alcalins de type arc.
- Dans le diagramme FeOt - MgO- AlZO (fig 2.24 que nous avons modifié en traçant les
différents trends magmatiques, Pcarce et al.(l977) proposent des aires de répartition distinctes entre
les basaltes tholeiltiques océaniques et les basaltes tholeiitiques continentaux. La disposition des
différents pointés des termes de la série de Mako semble confirmer leur affinité tholeiitique de type
océanique. En effet, les roches tholéiitiques s'alignent le long du trend tholeiique (th) et dans le
champ des thcleiites des îles océaniques (01);
tandis que les termes calco-alcalins suivent bien le
trend calco-alcalin (ca) et se localisent dans le champ du volcanisme d'arc (VA). De même, la
position des tholeiires continentales du domaine de Karoo (Marsh, 1987) à cheval entre le domaine

---

87
continental et le domaine océanique pose un problème de validité pour ce diagramme et la difficulté
de discriminer ces deux types d'environnement.
FeOt
•
orr
50'
";-_ 'CG
_
--
........,
..
"'--~---~,
•
0'
MgO
"
"
"
Al203
Figure.U.224 :Diagramme FeOt· MgO- A1203. de Peerce et al. (1977). 01. baselrcs océaniques d'ace insulaire,
OR. basaltes de ride océanioue e.l de plancher, VA 0= volcanisme d'arc. C= basanes coecnemaux.
SCI= basaltes des centres d'épanchement .Nous avons reponé dans ce diagramme les trends
d'ëvduüon conventionnels; es coœtes d'évolu\\ion des liquides ihclénüques (th) el calce-alcalins (ca)
som tirées de Bessm et Fonleilles(1914) cl celles des cumulais calce-alcalins (c ca) et cemutau
tboléihiques (eth) SOIIl d'aprés BeSS011 et Capitant (l916) tëgèremeu modifiées.limites d'aire en
tiretés= Répartition des mëïavolcanites et roches hypovolcaniques du sillon de Bouroum (Zooou,
1987);en croix domaine de.:s ucïetncs conuœmates de.Karoo d'aprës lesdonnees analytiques de Marsh,
1987),
')..idJI) Apports dIS flfments en traces
Les diagrammes de discrimination basés sur les variations des éléments en traces (Ti, Cr,
Ni. Zr. Y. V, Nb) SOnt beaucoup plus fiables à cause dela plus grande stabilité de ces éléments. Ils
permettent une meilleure discrimination de l'en vironnement géotectorrique de mîse en place du
volcanisme. Les différents résultats seront comparés avec ceux obtenus dans des environnements
géotectoniques actuels ou bien connus.

---

88
b
a '
. r - ~,,,
10 ~ r iT
--
",
',0
0,'
•
0, ,
FïgureTI.25b: Diagramme de discriminaricn (ùfY)- Zr d'aprés Pearce et Nooy (1979).IAT, basaltes
d'arc insulaire; MORD, basaëes œs ridges médio -ocëanlque: WPB. basaltes uura- plaques.
Figure.Il. 25 a: Diagramme de discrimlBation Ti02 (%)- Zr (ppm) d'aprés Pearce (1979); MORB =
basaltesde ride médie- océaniqœ(limiles en tiretés) •WPL= lavesd'intra-plaqœ,
ARC= laves d'an: insulaire
c
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WORBe: 'lI'f'B
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Ti (ppm)/IOOO
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. , 20 c;n - "c""":' "';'::0-' -.': -:-
t
TiN Les métavolcanhes et roches bypovolcaniqucs asSOCIl"Q de Mako se répanisseru
entre les lignes 10 el 50 avec des points dans les Iholeiites d'arc et daunes dans lesMORB.

---

89
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igure.II.26a: Diagramme de discrimination Loger - LogY de Pearce el al. (1984) des termes du CVPM:
lAT, Tholeites d'arc insulaire; MûRB. basanes des rides média-océaniques; Aire en pointillés ""
aire de répartition des formations volcaniques du sillon de Bouroum (Zonou, 1987).
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1000
Figure II. 26b: Distribution dans le diagrnmme Ti-er (ppm) de Pearce (1975) des métavolvanles el
rœbes hypovolcaniques associées de la série de Mako. Les cercjes pleins représement
les laves tholeHûque:s à affinité d'arc insulaire des ophiolites de Joséphine (II.arIer.1986)
comparaûvemeet les roches de Mato qui présentent ici, la même affinité s'en
distinguent par des teneurs en Ti plus faibles.

---

Dans le diagramme TiOrZr (Pearce, 1979: figII.25a),les différents pointés se répartissent
dans le domaine des MORB, correspondant à la zone de recouvrement entre les MORB et les
tholeiites d'arc. Cette position ambiguë des roches de Mako, entre les roches de type MORD et celles
d'arc insulaire se retrouve aussi dans la distribution de ces roches dans les diagrammes ZrfY-Zr
(Pearce el Norry, 1979 : figII..25b) et Ti-V(Shervais,1982: figll ..25c). Nous remarquons cependant
à travers ces diagrammes que les roches pyroclastiques et hypovolcaniques sont localisées toujours
entièrement parmi les roches d'environnement d'arc et qu'aucun point n'est situé dans les roches
intra-plaques.
Le diagramme logarithmique Cr-Y (Pearce et Norry, 1979; Gale et Pearce, 1982 :
figII.. 26a) permet une meilleure discrimination.Les différentes laves de Mako sont entièrement
contenues dans le champ des tholeiites d'arc insulaire (lAT); et comparativement aux MORB
typiques, les laves de Mako sont assez déficitaires en Y.
La nerte tendance des laves de Mako, vers les tholeiites d'arc se reflète parfaitemenr dans le
dia~
une Log Ti-Log Cr de Pearce (1975) (figIl.26b), tous les points sont dans le champ des lAT.
Comparativement, la série tholeütique de Mako à forte affinité d'arc se distingue des laves a affinité
d'arc des ophiolites de Joséphine par leur caractère relativement pauvre en Ti. Ce caractère appauvri
en Ti se retrouve dans la distribution des pointés des roches de Mako dans le diagramme Ti/Cr-Ni
(Beccaluva et a1.,1979); en effet dans ce diagramme, tous les points figuratifs sont sirués en dessous
de la ligne de séparation des MORD et des lAT. Cette position démontre le caractère légèrement
appauvri en Ti et en Cr du volcanisme tholeiitique de la série de Mako par rappon aux tholeütes
typiques des environnements de ride médio-océanique. Cette signature caractéristique des tholeüres
pauvres en Ti02 et K20 à affinité souvent d'arc insulaire (Gill, 1970) explique la distribution
massive des points figuratifs dans le champ des tholeiites d'arc insulaire. Quelques échantillons des
Laves demeurent éparpillés dans le champ des basaltes de plancher océanique, mais toujours proches
de la limite de séparation des deux champs.
Le diagramme triangulaire Ti- Zr- Y (Fig. 2.27) de Pearce et Cann (1973), basé sur les
éléments Ti, Zr,Y réputés stables permet, d'après ces auteurs, une bonne discrimination des palée-
environnements de mise en place des épisodes volcaniques. En effet pour eux, les variations des
teneurs en ces éléments seraient liées uniquement à des changements d'environnement
géctectonique. Cependant, d'autres auteurs tels que Tore et Prestvik (1982) ont émis cenaines
réserves quant à la fiabilité de ce diagramme; selon eux, les variations constatées reflètent plus
l'hétérogénéité de la source mantellique que la nature du contexte géotectonique. 11 est tout aussi
reproché à ce diagramme une mauvaise discrimination entre les tholelites d'origine continentale et
celles des planchers océaniques (Holm, 1985; Meschede, 1986, Marsh, 1987).
Quoiqu'il en soit, le report des échantillons de roches de la série de Mako. vérifiant les
conditions d'utilisation (l2«MgO tCaO)<20) préconisées par les auteurs, défmît bien leur caractère
transitionnel entre les tholeiires d'arc et celles des rides médie-océaniques. Cependant, les valeurs

---

91
y
'"
Figure 227
f,,
Diagramme Ti-Y-Zr de Pearce ell
Cann (1973), des mravo/canirest
de la série de Mako
OIT= i
tbotëiises
océaniques
d'arc!
insu/aire, MORB= basaltes des t
rides média-océaniques. lAT=!
fI."':oléiiIes d'arc insu/aire .. DIA = '1
oasaltes alcalins océaniques, CAB i.
= basa/les calce- alcalins
i
. (basa/tes ca/co-alcalins d'arc).
z.
des rapports Ti/Zr et Zrl Y dans les laves tholéiitiques de Mako sont plus conformes à celles
définissant les lAT que celles préconisées par Sun et al.(1979 et Wood et 31 (1979) pour les MORB
actuels généralement plus élevées. Il est constaté aussi à travers ce diagramme une affinité proche des
caractères géochimiques des thcleiites d'arc de la séquence de Coppley (Lapierre et al., 1986) et des
îles Fidji (Gill. 1987). PaI contre,les tholedœs de Mako se distinguent et s'isolent parfaitement des
tholeüres continentales du Karoo (Marsh, 1987) et des basaltes intraplaques océaniques de type
Hawai (Le Roex el al., 1985).
Dans le diagramme de variations de TiO Zen fonction de 'à (figII.28) l'affinité de tholeiite
d'arc présentée par les laves basiques de Mako est encore plus nette. L'aire de réparririon des laves
de MaJco se superpose d'une façon presque parfaite avec celle occupée par les tholetites d'arc
(groupe A) de" suites de Ayios Marnas. de la séquence ophiolitique de Troodos (Flower et Levine,
1987). Les tholeiites de Mako ont cependant des rapports Tiar proches du rapport chondritique et
légèrement supérieurs à. celui du magma primitif des thcleiites d'arc des Mariannes (Flcwer et
Levine. 1987). cit.). Elles se distinguent aussi des tholeütes d'arc typiques. par des teneurs plus
élevées en Ti et Zr qui les rapprochent des N-MORBs. Cette position ambigüe des laves de Mako
reflète le caractère transitionnel entre les tholeiites d'arc et les N-MORBs souvent évoqué par Pearce
el 31(1984).

---

92
Ti02
N-MORB
•
...0.
' -
0, •
yJ--
• •
0,_
Figure Il.28: Diagramme de variations Ti02(%}- :à(ppm) des termes du complexe de Mako:
comparaison avec des moleiites d'arc typiques: le groupe A des moleiites d'arc des
ophiolites de troodos (F1ower el Leviœ, 1987) elles Lholéiices d'an; des Mariannes
(Bloomer ,1987) el les N- MORBs (Le Rœx &. Erlank,1982). Les lignes d'égal rapport
Ti02/ Zr(40 , 100 , 200) sont figurées.
Le diagramme Nb-Zr-y de Meschéde (1986) (FigII.29). Actuellement, l'un des points
obscurs concernant la représentativité des résultats obtenus à partir des nombreux diagrammes
tectonomagmatiques est, sans conteste, le mystère qui entoure la signification réelle des variations
chimiques constituant les paramètres de discrimination. Sont-elles liées au type d'environnement
tectonique (Pearce et Cann, 1973) ou à des hétérogénéités issues de la composition de la source
mantellique, et lou à des différences de degré de fusion partielle affectant une même source
mantellique (Marsh, 1987; Meschede, 1986) .
A notre avis, l'utilisation d'éléments comme le Nb, Zs, Y très stables et très
symptomatiques du caractère appauvri ou enrichi du manteau, peut donner des indications plus
discriminantes du palée-environnement. C'est pourquoi nous utilisons le diagramme de Meschede
pour contrôler les résultats obtenus avec les autres diagrammes.
Dans ce diagramme et à la suite de Schilling (]975); Sun et a1.(1979); le Roex et
al.(l983,1985), les MORB sont répartis suivant les caractéristiques de leurs source : magmatiques en
trois catégories qui sont :
<les basaltes de type "N-MORB" à caractère appauvri en LREE et en LFSE. Ce type de
basaltes correspond aux basaltes "normaux" typiques des rides médio- océaniques;
- les basaltes de type "P- MDRB" à caractère enrichi en LREE, en LFSE et en Nb; ils sont
lucm.iy.lu;;::, aU type t VIVPO"'~ }J4.lUldÀC et al. II il35) Cl ;;:"4 H"i ~l al. (1Yl:\\,jJ. Le "'i11 <u"'Ù,H., ~lJuchi ce

---

93
--_.-_._- ----;:;-:-;:---~-------,
.
.--
2Nb,
Zr L
__~
~~---~L---~·y
4
éd (1986) œs méLavolcanit.es de la série de Malco ;
Figure II.29: Diagramme Nb-Zr.~ de Mesch ~_ hamPdes basaltes de typeP-MORB; C= Champ
A = champ des ~tes '!'traplaques, ~ basaltes de type N-MORB et de basalu=:sdes
des basaltes d'atCmsulwe, D= champ
arcs insulaires.
ce type de basaltes correspond à. sa position tectonique au voisinage de points chauds qui les
alimentent par panaches (mande plume: Le Roex et al,1985);
- entre les N-MORB et les P-MORB, existe le type T-MORB à caractères géochimiques
intermédiaires encre les P·MORB) et les N-MORB.
Dans ce diagramme de Meschede (1986), les points des métavoJcanites de la série
tholeiitique de Mako se répartissent de pan et d'autre de la limite de séparation des champs B et D,
correspondant respectivement à celui des P-MORB et celui des N- MORB et des tholeiites
d'environnement arc insulaire. Cette position à cheval reflète le caractère légèrement enrichi des
tholeiites de Mako qui les distingue des N-MORB et des P-MORB typiques et leur confère une
affinité proche de eeUe des T-MORB.

---

94
La position des points figuratifs des laves dans les diagrammes Nb-Zr et Zr/Nb-Y/Nb
(figII..30a et JOb) confirme le caractère de T-MORB des laves de la série de Mako.
Les spectres de Terres Rares se distinguent de ceux des N-MORB par des rapports
(LaNlYbN) plus élevés, et rappellent ceux donnés en référence pour les séries tholéiitiques d'arc
insulaire (Jakeset Gill, 1970; Dupuy et al., 1982; Hawkins et Melchior, 1985). Dans la figure 2.31
l'appauvrissement en LREE caractéristique du spectre moyen des MORB. est beaucoup moins
prononcé dansle volcanisme basique tholeiitique de Malo; qui se caractérise par des spectres plutôt
proches du spectre moyen des basaltes d'arrière arc (BAA).
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95
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Figure 2.31
Comparaison des spectres de Terres Rares des tho/éiites de Mateo avec ceux ty-
piques des MORB (Basaltes des rides média-océaniques) et BM (basaltes d'arrière
-arc). La pente moyenne LREEIHREE iégércment redressée vers les LRFF dans la
\\
série de Mako, se distingue de celle des MORB appauvris en LREf.
Dans le diagramme multi-éléments normalisés par rapport aux valeurs de Thompson et
al(1984) de la figureII.32, les laves de Mako se caractérisent par des spidergrammes irréguliers, A
des pics positifs en Rb. K ct négatifs en Th, Sr. Nb et Ti. Dans certains échantillons, le Nb ne
présente pas d'anomalie notable.
Par ses caractères géochimiques, le volcanisme de Mdc, présente quelques similitudes
avec certains volcanismes récents de type arc insulaire (figll.33):
- les MûRB (types N,P) sont caractérisés par une pente positive, marquée par des
anomalies positives en Nb. Sr, et Ti et un appauvrissement des autres LFSE (Rb. Ba et Th);
- les tholellres d'arc insulaire (lAT) A l'exemple du type New Brftain, ont des
spidergtammes de type "araignée". Ce type se distingue par une pente plus douce que dans les
MORB et des anomalies négatives en Th. Nb et une fone anomalie positive en Sr. Les teneurs en Zr
sont aussi relativement plus appauvries que dans les MORB;
-les taoleiites des Des océaniques (011) du type Galapagos ont des spidergrammes très plazs
marqués surtout par une anomalie positive en Nb bien prononcée, associée li. celle de Ti. Elles se
caractérisent aussi par un appauvrissement caractéristique en Rb. K, et Ba par rapport au Th.

---

96
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• H.
10,-
16.1
FigureJI.32.: Diagrammes multi-élémenrs. des laves de la série calce-alcaline de Mako; valeurs
normalisées par rapport à celles de thompson et al.( 1984)
CAB Ho~vdle~ H~brid<~
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géotecaoniques debasaltes ecuiels ( marsh, 1987); OIT::: Tholeiite des Iles océaniques;
CAl;--, ;"~Ioè:> wICO·ah,;a.ll1lS a.o;.".:.....:.:~ u ..... ,n.. ~ l'IVIl'UleS d'arc :~,:~..:.- J.

---

97
Ces caractères som proches de ceux signalés dans les tholeiites d'arc insulaire par Dupuy et
al. (1982), Thompson et al. (1984) et distinguent les méravolcanites de Mako des N-MORB et p.
MORS. Ceci suppose dans ce cas, que les basaltes de Mako ne peuvent être associés directement au
modéle actualiste de rift intracontinental ni à celui des panaches mamelliques et de point chaud
(Basaltic Volcanism Study Project, 1981). Par contre les thcleiites de Mako de parees caractères se
rapprochent des tholeütes d'arc insulaire. En particulier elles présentent des spectres dont l'allure est
très proche de celle des tholeiites d'arc actuelles de New Britain (Basaltic Volcanism, Study Projeet,
1981) des Fiji (Gill et Stork, 1979) des Mariannes (Meijer and Reagan, 1983). Les deux types de
spectres différent parfois uniquement au niveau du Sr. Cependant le compone ment de cet élément
observé dans les métavolcanrres de la série de Mako, bien que légèrement métamorphisées à cause de
sa grande mobilité dans les processus postmagmatiques ne peut constituer un critère distinctif.
Le caractère transitionnel vers le système de bassin marginal des tholeiites de Mako, que
nous interprétons comme des tholeiites d'arc immature. suppose d'après Harper (1984)
l'intervention d'une subduction dans le système. Il est actuellement démontré et admis par plusieurs
auteurs notamment par Pearce (1982 et 1983), Saunders et Tamey (1984), De fino et al.(1986)
Gükten et Floyd (1987), que les roches volcaniques mises en place en relation avec une subduction
presentent un enrichissement marqué en LFSE par rapport aux HFSE;
ce qui se traduit par des
,
rapports LFSEJ HFSE > 1 dans les roches. Nous citerons à titre d'exemple, les roches volcaniques
de Turquie (secteur Sekla) dont la mise en place se serait faite d'après Gôkten et Floyd (1987)
suivant un modéle de subduction; les roches de cette série ont des rapports LFSE/ HFSE de 1,45 à
2,45).
Si nous considérons le rapport Th/La comme exemple type de rapport LFSFJ HFSE, nous
constatons que les valeurs de ce rapport dans les tholeiites de Mako sont faibles (entre 0,059 et
0,023, pour une valeur moyenne de 0.(40). Cette moyenne est très proche de la valeur 11l/La (0,039
: Jeron et Treuil. 1975) caractérisant les tholeiites de la dorsale médio -atlanrique localisées à 230 N;
et est aussi légèrement inférieure à la faible valeur (Th/La = 0,07) des MORBS (Bougault et al.•
1979); mais se distingue nettement de celle des tholeiites de l'Ile océanique de la Réunion (lbILa. =
0,114: Ioron et Treuil. 1975). En se référant à ces travaux, les valeurs relativement faibles des
rapports (LFSEI HFSE=Th/Nb) indiqueraient dans le cas où le processus de subduction serait
opérant, comme semble en témoignait le caractère légèrement enrichi en LREE des laves. que
l'affrontement des plaques convergentes n'a pas été très poussée, et qu'en définitive. le stade
collision n'a pas été atteint. Le mécanisme serait réduit simplement à un collage entre les deux
plaques: le caractère immature des tholeütes d'arc de la sèrie de Mako consolide une telle hypothèse.

---

98
C) Apports des isotopes.
Les analyses isotopiques ont porté sur des roches totales de basaltes ayant subi un
métamorphisme dans le faciès schiste vert développé en conditions statiques. Les échantillons
représentatifs du complexe volcanopluronique de la série de Mako ont été traités par la méthode
207pbJ206Pb et en Sm/Nd. Les résultats des mesures et calculs, sont portés dans le tableau 2.8.
Lu composiliou iso,opiques de
Pb.
Le paramètre III obtenu à partir des analyses isotopiques de plomb est indicatif du rapport
238U,f204Pb du milieu source des magmas. Le manteau appauvri ordinaire (source des MORB. des
laves d'Hawaii ou des tholeiites d'arc) a typiquement des valeurs de l'ordre de 8 alors que la croûte
est caractérisée par des III d'environ 9.7 (Stacey et Kramers, 1975). Les valeurs de 7.7 obtenues
pour Makc placent clairement la source des laves de Mako dans le champ d'un manteau lherzolitique
relativement appauvri.
Lu compositiou isotopiquu de Nd
Comme les normalisations utilisées ne sont pas identiques pour tous les laboratoires, on
présente couramment la DOtation relative des rapports 143Nd/144Nden €Nd.
Les valeurs des ENd(O)
et ENd(T=2.15) ont été cakulées selon les formules suivantes:
( '43Nd 1!44Nd )tchalllmOIl
( 14'Nd 1 14'Nd )
.
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où les rapports se réfèrent au temps actuel,
(!"Nd 1'.'Nd )échantillon
"1.d(T)
[
= (14'Nd 1!44Nd )
.
chondn\\u
Où les rapports se réfèrent au temps T.
Nous avons utilisé les valeurs suivantes (Jacobsen et wasserburg, 1980) :
(!43Nd/!44Nd)d>ondrites =0,512638
(l47Sm.i144Nd)cbondriles = 0,1967
Les rapports isotopiques 143Nd/144Nd caractéristiques de la série de Mako sont compris
entre 0,512916 et 0,512930.
Les ENd(O) enregistrés dans les MDRB récents d'après De Paolo et Wasserburg(1976),
D'Nions et al (1977) sont proches de +10; cependant les travaux de White et Patchen (1984), Von
Drach et al (1986) et bien d'autres précisent que les valeurs des ENd(n des MDRB sont
généralement >+ 12 alors que celles typiques des lAT sont plutôt dans l'intervalle +4 à +lû.Ncus
pouvons à partlr de ces valeurs de référence QU' il y'a 1 millards d'a-mées, ces vele-cs de c.....!1f T)
étaient de +5 pour les MÛJŒ et +2 à +4 pour les séries orogéniques. Nous constatons d'après le
tableau 2 que, dans la série de Mako, les valeurs de eNd(T= 2.15Ga) sont toutes inférieures à +4.

---

99
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b) Les i~ln es de Sm/:-."d
Echu.. ucns ClassifICation
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207l'h/2041'b
1",1SIllJl44~d
H3?\\dfI4~:\\d
~:?\\d 220(,)
U:2
MétahL'laltes
17.859
15.458
0,2066
0,512916
2.8
86.'6
Meœbesaltes
18,791
15553
0.206
0.5123
2,7
n-x
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1&.3.<6
1553\\
0,2061
0,512916
2,9
uec
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HUl2
1)A9
.
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86')
méradolérite
2L~1
15,972
0,1061
0.512916
2.8
Tableau 2.8.
Composiliol'l5 isotopiques de quelques faciès du complelc volcanophlloniqw. de ~l:ù::o
Z.3.
Comparaison
avec
d'autres
séries
volcaniques
basiques
d'Age
Prctërcecrque
InférIeur.
Nous comparons le volcanisme basique de la série de Mako avec d'autres séries
volcaniques basiques d'âge Protérozoïque Inférieur: Série de Bouroum (Burkina Faso: Zonou,
1987), (Côte d'Ivoire: Regnault: 1980), Série volcanique du Cap Smith (du Nord Quebec : Francis
et al., 1984). Les données ont été obtenues par compilation à partir des références citées dans
littérature.
a) Camparaisae avec le yolcll1'lisme basique di! Bourown
Il a été souvent fait cas par différents auteurs (Ngom, 1985; Deschamps et al., 1986;
Zonou,1987), de rapprochements possibles entre le volcanisme basique tholeütique de Mako et celui
du sillon de Bouroum. Nous constatons à travers le diagramme FeO-MgO:'A1203 (Pearce et al.•
1977) que les laves de Mako occupent une aire assez distincte des laves de Bouroum et montrent une
composante plus prononcée de tholeiites d'arc, tandis que les roches tholeütîques du sillon du
Bouroum de type continental (Zonou, 1987) ont une répartition assez dispersée entre les tbcleiites
des îles océaniques OIT et les tholeiites continentales CAB et occupent la même aire que les tholeütes
continentales de la province de Karco (Marsh, 1987).
Les diagrammes tectonomagmatiques proposés dans la linérature montrent très souvent des
recouvrements d'aires. permettant difficilement d'être précis. Afin de mieux préciser les résultats
obtenus plus haut avec les diagrammes tectonomagmatlques, nous avons comparé les caractères
géochîmiques de ces provinces volcaniques basiques d'âge Protérozoïque Inférieur avec ceux de
volcanismes basiques actuels de différents environnements géodynamiques (basaltes de plateau,
basaltes orogéniques. basaltes d'îles océaniques, basaltes des rides média-océaniques). Les
diagrammes seront basés sur les variations des teneurs en TiOZ et AlZ03 par rapport au mg
number.Ces paramètres sont très peu affectés par la remobilisarion schiste-vert et Ibydrolhermalisme
océanique, qui ont plus ou moins modifié les compositions initiales des roches.
Dans les diagrammes Ti021 "mg" (figII.35) et AI20'! "mg" (fig.II.36) les tholeiites de

---

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102
Mato se distinguent dans l'ensemble de ceües de Bourcum par des teneurs plus faibles en Ti02 et
plus élevées en Al203 pour une valeur de "mg" donnée. Les variations en Ti02 du volcanisme
basique de Mako (secteur Laminia-Saadikounda) sant presque constantes au cours de la
différenciation et dessinent une évolution typique des séries d'arc (Mariannes, Fiji. New Britain,
Tonga). Les Tholeütes de Bouroum par contre montrent une légère augmentation en Ti02 au cours
de la différenciation; ce qui leur confère une affinité plus prononcée de MORB elles distingue des
thcleiites continentales types (basaltes de plateau: Sud Parana, Karoo et Columbia River).
b) Comparaison avec le l'QkaNs~ baliqae de la Côte d'Jl1Qire
Les référence disponibles sur le volcanisme basique de la Côte d'Ivoire sont celles de
Regnault (1980);
le caractère très fragmentaire de ces données ne nous permet pas d'établir une
bonne comparaison avec la Côte d'Ivoire. Toutefois les donnés de Regnault indiquent en moyenne
des teneurs en Ti02 plus élevées que dans Mako.
c) Comparaison avec le volcardsme ba.JiqIu dM Cap SmiJh (N. Qul~c)
Le volcanisme du Cap Smith constitue l'un des rares exemples de volcanisme basique
protérozoïque bien caractérisé au plan géodlimique et pétrogénétique. n constitue à ce tire une bonne
référence de comparaison pur le volcanisme de Mako. n serait constitué des séries de Chukotat (1) et
Povungituk (Il). Les teneurs en Ti02 très faibles (entre 0.5 et l %) et constantes au ours de la
différenciation rapprochent étroitement la série (1) des roches basiques thcleiitiques TiÛ2 plus élevées
qui augmentent rapidement avec la différenciation. Ces comportements distincts de Ti02 et AIZO}
d'une série à l'autre au cours de la différenciation, traduisent la coexistence dans ce même secteur et
dans le même volcanisme de deux affinités magmatiques: lAT (Chukotat) et MORB (Povungituk).
2.4.
Discussions
Les données géochimiques exposées ci-dessus montrent le caractère transitionnel du
volcanisme basique tholeiitique de la série de Mato, En effet, les différents diagrammes de
discrimination, basés sur les variations d'éléments peu mobiles, indiquent des caractères
géochimiques intermédiaires entre les thcleiites des rides médie-océaniques et celles typiques
d'environnement d'arc insulaire. Les profils de fractionnement en Terres Rares et les données
isotopiques du Sm/Nd et celles du Pb ont confirmé ce caractère transitionnel.
Le caractère essentiellement basaltique du volcanisme d'arc insulaire de la série de Mato.
marqué par une forte prédominance des faciès basiques sur les volcanites siliceuses, le rapproche sur
le plan géologique du volcanisme d'arc insulaire actuel de certaines fies :.île des Mariannes, des îles
r'idji et des uo;;;:, ~.....~:" .. oritain. Par la v~..t'......." ses caractères l;..:v,,;........:"1uc:s.le volcanis,«.... ..;....
Mako se rapproche du volcanisme d'arc insulaire intraocéanique de Coppley (Brcuxel, 1987).

---

103
La tendance très prononcée des granitoïdes associés à la série de Mako vers un
environnement d'arc insulaire de type VAG (pearce,1984) sera également démontrée Ion de l'étude
des granitoïdes associés (4ème Partie). Enfin les caractères superficiels de la mise en place des laves
indiqués par la présence de pillow-Iavas très peu vacuolaires et amygdalaires est en accord avec un
environnement d'arrière arc (Sylvester et al.• 1987).
Ce problème n'est pas spécifique à la série de Mako. En effet, cette signature transitionnelle
a été souvent évoquée dans plusieurs cas de séries volcaniques dtoléiiriques qui apparemment. par
les éléments majeurs el certains traces, reflétaient un environnement géodynamique de ride média-
océanique. Dans cet ordre d'idée. nous signalons que les ophiolites des Troodos ont été tour à tour
interprétées comme liées à un système de ride médio-océanique(Moores et Wines, 1971;
Gass et
Smewing, 1973) ou à un environnement de type arc insulaire (Miyashirc, 1973) ou dans un bassin
marginal (Pearce et Flover, 1984). Ceci montre, comme l'ont déjà relevé divers auteurs (Hawkins,
1977;
Tamey et al., 1981;
Saunders et al., 1981), la difficulté liée à l'interprétation et à la
distinction entre les laves actuelles d'arc insulaire ou de bassin d'arrière-arc et les MORB actuels. De
même, certains basaltes de bassin marginal ont des compositions proches de celles des basaltes d'arc
(Sannders et Tarney, 1984).
3. CONCLUSIONS
• La rtiativr rjcllrru dr la sirÎr tllolriîûqur ur M,O IIr lu; dOllnr INU Irs carocllrrs dr
10matiilrs;
lu
rapporU
CaDI
AI203
<l(utrr 0,63 ri 0,81),
Irs Irnulrs rn 7i02 >0,6 u
faüartl plu/6t du basaltn IlIolûiliqurs (}rll.sen, 1916; Ar..dt ri al., 1911; Altllray. 1982; Blais
ri al., 1981).
Ces basalles iholiiUiqurs
sont appau't'ris u
HFSE (Zr, Y. Nb) allu du
Irll.rMrs
faiblrs rll Nb mais toujours SIIpirjruru di 3, u
qui les dïs1JIC,urllt drs tlrolûitn cOII.tinul4lu·
brallcoup plus dlftcitairu (Nb <1) uloll. Dosl4l et Dupu,(19g4). Lu rappportr ZrlNb. ZrlY ri
YINb oni drs voteurs procllrs dr cdlu du elrondritu qui tes ""pprocllent plus de, T·MORB que
des N-MORB.
• Dans
l'u.umblr, lu caractiristiques cllimiqurs SOlit tronsÎ,j(nln rl1rs rn,rr cettes du
'lIofûiln d'arr: et cettes dn MORB.
Ail"i IIOUS
in'rrpritorrs
la
sbi~ basiqur tholriitiqur de Malo
II.on
plus
commr
dr
J/bîl4blu iruptions
oclqlliquès
l:omporablrs
aUx MORB actudtn,
ca.mmr
il a.
Iii
suggirl
aUpOrOllqnt,
mais COlflmr proclrrs du
tllolditu d'arc immature
Iiln
di
UII
sysJllfu
barrin
marginal-blJsill.
d'crrÎlrr
ore.
Cr
bassin
nra.it bdIÎ lur unc crQQtc
oclQftjqu~
probablem~nt
, itnmcrg'e sous lIn' tronclle d'caM moy,..n~mcft' 'poiuc.

---

104
IV. LE VOLCANISME CALCO-ALCALIN DE LA SERIE DE MAKO
Le pôle calce-alcalin du volcanisme de la série de Mako est très peu représenté dans le
secteur Laminia -Sandikounda, TI est constitué par GêS coulées pyroclastiques interstratifiées entre les
coulées de laves tholeiitiques et les faciès hypovolcaniques de métadiorites et de métatonalites.
L CARACTERES CHIMIQUES
Le passage de la série tholeiitique à la série calce-alcaline est marquée par une lacune
géochimique qui traduit le changement d'affinité magmatique. Dans le tableau 2.9 nous avons
représenté la distribution des éléments majeurs, et en traces.
8610
8607
004
8636
8667
8611
8616
8804
8703
880:;:
8801
Si02
56.54
57.98
5B .59
50 .47
49.17
55.83
62 .48
52.03
54.31
62 .76
63.1 s
TIÛ2
0.68
0.72
0 .77
0.81
0.89
0 .5
0.44
0.84
0.83
0 .64
0.67
A1203
16.07
15.85
15 .19 _ 12 .97
8.61
7.52
15 .45
13.87
15 .02
' 14 .0 6
14.3.d
Fe203t
7.42
6.53
8 .01
10.48
13.46
8.7
5.38
10.74
9.61
4 .96
5.07
""nO
0.15
0.21
0 .13
0.18
0.21
0 .15
0,07
0.2
0.17
0.1
0.1
MQO
4.34
4.69
4 .25
9.24
12.02
12.83
2 .84
6.63
5.19
2 .97
4.51
CaO
6.96
5.85
5 .21
9.51
12 .1
12.43
5.07
8 .81
6.7
4.05
3.24
Na20
3.61
4.65
4.65
2.61
),34
0.91
4.21
1.9
2.87
4 .11
5.09
K20
1.24
1.05
1.64
0.87
0.46
0.29
2.42
1.81
2.5
2 .15
2.1
P205
0.24
0.21
0.89
0.21
0.34
0.07
0.2
0.25
0.24
0 .26
0.15
P.F
2.35
1.82
1.56
2.24
1.26
11.6
1.3
2.93
2.33
3 .74
1.42
TOTAL
99.59
99 .61
100 .07
99 .59
99 .86
99 .81
99 .86
100.01
99.77
99.76
99.88
-
II
107
97
nd
66
54
50
118
108
118
239
154
Nb
7
7
nd
6
7
4
6
7
8
10
6
Sr
366
385
536
506
335
90
809
967
480
537
248
Rb
55
30
31
27
26
20
47
53
77
68
50
I\\i
39
23
17
159
148
246
37
64
49
121
138
Cr
70
85
44
534
628
1025
72
193
149
244
292
Cu
nd
nd
nd
.
.
~
-
53
48
53
30
Y
25
24
nd
17
27
21
17
22
19
16
9
V
145
128
152
289
301
155
90
214
199
87
94
Ba
168
120
469
454
775
726
318
IfeJM...9..- 1.71
1.39
1.88
1.1
1.1
0.7
1.9
1.62
1 .71
1.65
1.12
0 .55
0.6
0 .52
0 .65
0 .65
0.75
0.52
0.65
0.39
0.41
0.51
KJRb
181
282
432
259
142
117
411
275
261
254
338
RblSr
0.15
0.31
0.05
0.08
0.22
0.06
0.05
0.16
0 .12
0.2
ZrN
4.25
4.04
3.89
2
2 .38
6 .94
4.91
6.2
4 .22
17
ZrINb
15.2
13.85
11
7.71
12.5
19.7
15.42
14 .75
23 .9
25.6
YINb
3.6
3.43
2.83
3.86
5.25
2.83
3 .14
2 .37
1.6
1.5
TI/Zr
28
44
74
99
60
22
46.6
42.2
16 .06
26.1
TIIP
2.8
3.43
3.B6
2.62
7.14
2 .2
lW
17
28
33.7
17
18
21
20
23.5
25.02
'4 4
42.7.
. -
WY
234
163
286
198
143
155
221
262
240
446.
Tableau: II.9: Analyses chimiques représentatives des métavolcanites calco-alcalines de la.série de
Mdci.
.

---

105
1.1. Variations des éléments majeurs.
La silice augmente de 52% dans les pyroclastires à composition d'andésite basique à 63%
dans les laves rhyodacitiques. Les variations de Si02 par rapport à mg sont très dispersées. ce qui
indique probablement un certain degré de mobilité de SiOz. Dans les faciès hypcvolcaniques, les
teneurs en Si02 montrent des variations plus larges. Elles passent de 49% à 62%.
Les teneurs en alumine, liées au fractionnement des plagioclases légèrement cumulatifs dans
les termes de la série calce-alcaline.sont plus élevées dans le volcanisme calce-alcalin. EUes restent
cependant plus faibles (16-13,9 %) que celles typiques des séries orogéniques. EUes présentent de
mauvaises corrélations avec SiO z. Elles dimînuent globale- ment dans les tennes plus acides.
Les teneurs en CaO et MgO, très faibles par rapport à la série tholeilrique, indiquent le
même trend de variation, marquée par une chute dans les rennes les plus acides. Cette chute des
teneurs en CaO er MgO corrélativement à l'augmentation de l'alumine traduit le degré de
fractionnement élevé du plagioclase par rapport au clinopyroxène qui fractionne très peu dans les
rennes acides.
Les valeurs de Na20 et K20 sont très élevées dans la série calco-alcaline, sauf dans les
métadiorires et métatonalites dans lesquelles elles restent proches de celles des laves tholeütiques. A
l'intérieur des termes effusifs, elles croissent corrélativement à l'augmentation de la silice.
Les teneurs en Ti02 et F~03l sont faibles dans la série et s'abaissent légèrement dans les
termes plus évolués(Ti02= 0,83 - 0,61% et Fe20't=IO,5-4,9%).
Le P20S avec une teneur moyenne de 0,25% dans la série calco-alcaline marque la présence
des grosses apatites observées le l'Lus souvent dans les formations pyroclastiques.
La distribution des éléments majeurs dans la série calco-alcaline de Mako est marquée par
des variations des teneurs des andésites basiques aux rhyodacites. Ces variations sont caractérisées
par une décroissance des teneurs en Mg, Fe, Ca, Ti et une augmentation de Si, Al, Na. K. Les faciès
hypovolcaniques par contre indiquent des caractères moins tranchés par rapport au termes de la série
tholeiitiques. Ces trends de variations sont assez conformes aux série calco-alcalines. Cependant les
teneurs en Al203<17% les distinguent des laves des domaines orogéniques (Bailey, 198)}.
1.2· Les variations des élémenl5 ton traces
D'une manière générale, les éléments lithophiles Zr. K, Sr, Nb. Ba, Rb et Th augmentent
rapidement dans les rennes de la série calco-alcaline et montrent souvent une corrélation positive avec
l'augmentation de Si02. L'yttrium. a par contre un comportement moins bien défini;
dans les
pyroclastites LS les teneurs sont relativement élevées (24-25 ppm) et sont conformes aux teneurs
définies par Gill (1981) dans des laves orogéniques alors Que les pyrcclasrites de Tomboronkoto et
les andésites acides de Kénièkéniébandi sont plus appauvries en Y avec respectivement des teneurs
moyennes de 20 et 12 ppm. Ces variations de teneurs en Y seraient liées au mode de fraaionnement
dans les roches et surtout aux taux de fusion partlelle du manteau donnant les magmas primîtifs
(pearce.1983); en paniculier,l'augmentatioo des valeurs du rapport Zr/Y consécutive à la baisse de
l'yttrium dans les liquides plus évolués peut s'expliquer par l"mtervention dans les stades précoces
de fractionnement d'une phase comme l'amphibole.

---

106
Le comportement du Rb qui est calqué sur celui de K. se caractérise par une forte
augmentation des teneurs dans la série calco-alcafine. Ces teneurs augmentent rapidement avec la
différenciation et passent à des valeurs entre 53 et 68 ppm. Ces valeurs sont comparables à celles des
séries calco-alcallnes d'arc de Fidji (Gill, 1974) associées comme dans le cas de la série de Malo à
des séries tholeütiques à composante d'arc (Gill, 1987).
Les teneurs en éléments de transition Cr. Ni et V faibles dans la série calce-alcaline,
. diminuent rapidement en même temps que MgO et CaO et Ti avec la différenciation. Ce
comportement des éléments de transition dans la série calce-alcaline de Malo, reflète encore les
caractéristiques des séries calce-alcalines d'arc d'après les variations moyennes définies par Pearce
(\\982).
200 r--..---------~-~---------_____,
CI)
100
Métavcteanltes calco-alcalines de Mako
W
t-
-a:cz
o
J:
()
-en
w
J:
--_ e ~--
o
o
a:
La Ce
Nd
SmEu Gd
Dy
Figure D.38: Spectres des terres rares du volcanisme bimodet de Mako (nonnalisalion
d'aprés Evensen • 1978).
1.3. Les varia lions des Terres Rarl!
Sur la figurelI,38 le groupe des roches calce-alcalines se détache nettement de celui des
roches tholeiiriques, par leur degré de fractionnement en Terres Rares. Ce fractionnemem est marqué
par les caractéristiques suivantes:
_ des concentrations en LREE de 110 à ISO x les chondrites dans les roches pyroclastiques
de Laminia-Sandikounda, 50 à 80 x dans les faciès bypovclcanlques pour des rapports LaN/SmN
en moyenne de 8;

---

107
- des concentrations en HREE de 20 à 25 fo-s les chondrites dans les pyroclastites et de 7 à
8 fois dans les faciès hypovolcaniques pour des rapports GdNIYbN proches de 1.60;
- un enrichissement très net des LREE pa: rapport aux HREE, marqué par des rapports
LaNI YbN de 7 11 9;
- les anomalies en Europium absentes dars les faciès hypovolcaniques, sone faibles et
négatives dans les pyroclastites. L'allure des spectres de la série calco-alcaline de Mako est assez
comparable à celle des spectres d'autres séries calce-alcalines. En particulier, le fractionnement en
REE de la série calco-alcaline est comparable am. profils de fractionnement types d'une série
andésire-rhyodacite, telle que celle de la Daléma (B01er, 1987; Bassot, 1987) (figII.39).
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Figure 11.39: Spectres des erres rares du volcarusce de Mato comparés à ceux de la série calco-
alcaline de la DaIéma (BassoL 1987) et Iu Bourom YaIogo (Zonou , 1987); la
normalisation est faile selon les valeurs je Evenscn (1978).

---

108
CHAPITRE 3
PETROGENESE ET
EVOLUTION
GEODYNAMIQUE
DU VOLCANISME
DIMODAL DE LA SERIE DE MAKO
J. LES TENDANCES DE FRACTIONNEMENT
Dans les corrélations inter-éléments, nous avons constaté des variations importantes des
teneurs en MgO. Ni et Cr des tholeiites aux pyroclastites. De telles variations s'expliquent si l'olivine
et le clinopyrcxéne sont les principales phases minérales qui ont fractionné très tôt dans les liquides.
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'000
10000
ecce
Ti (ppm)
Figure nAD: Diagramme Al2û31 Ti02- Ti des métabasanes el roches hypovo~c~jques du
Complexe Volcanoplutonique de Mako. Les segments vecteurs Ol(olivme), Cpx
(Clînopyroxéne) Plg (plagioclase), Opx (Onbopyroxéne) som calculés pour 50 % de
\\fractionnement (Pearce el Flower.1977)

---

109
Dans le diagramme Al2031 TiOrTi (figIL40) les différents pointés représentatifs du
volcanisme de la série de Mako, s'alignent suivant un trend parallèle au segment vecteur du
plagioclase (pLg) et légèrement oblique par rapport à celui du clinopyroxène; ceci semble indiquer
avec l'augmentation des teneurs en Ti, l'intervention du couple plagioclase-clinopyroxène. Si
l'olivine est intervenue au cours du fractionnement des roches, elle a pu agir au stade précoce dans
les premiers liquides issus de la fusion partielle directe du manteau.
Dans le diagramme Si02/FM (FM= FeOt +MgO) de Breswick (1982) el de Bames (1985)
(figff.c I), le calage presque parfait des compositions suivant les lignes de cristallisation du
clinopyroxène et de l'olivine indique.d'une pan que les compositions sont très peu modifiées par
rapport aux liquides initiaux el d'autre part révélé le rôle important du clinopyroxéne et de l'olivine,
dans les processus de fractionnement alors que le grenat n'a pas dû intervenu en tant que phase
résiduelle. L'absence du grenat dans le fractionnement de la série se traduit aussi par les rapports
CaO/Al,O, et A12ÛJfTiO,presque constants.
0'
_i
Figure 2.41
Distribution des mësavolcanites de Malo dans le dîagr~e SiOz/FM de-
Breswig (1982) et BOT/lI!S (1985) ; FM= FeOt + MgO

---

110
Dans le diagramme CaO/AI2ûrFeOt/MgO (figII.42a), l'intervention de l'olivine, du
clinopyroxène ou du plagioclase au cours des processus de différenciation peut être discernée et
appréciée facilement. L'intervention de l'olivine se traduit par une diminution du rapport FeOt/MgO
tandis que CaO/AI2ÛJ demeure constant les variations sont surtout entraïnèes parle fractionnement
du c1inopyroxène ou du plagioclase. La répartition des pointés dans ce diagramme illustre
parfaitement le fon contrôle du clinopyroxène et du plagioclase et l'intervention minime de l'olivine.
La pente négative du trend d'évolution de la série dans le diagramme Log (FeOt/MgO) - Log MgO
(figII.42b) démontre encore la forte influence du clinopyroxéne comme phase précoce au liquidus.
Dans le diagramme Log Cr- Log Ni (FigII.43).la pente du trend de variation des volcanites
et roches hypovolcaniques associées est supérieure à 1, ce qui reflète un effet de fractionnement du
clinopyroxène et de la chromi1e au détriment de l'olivine.
Le rôle assez important du plagioclase ne se reflète pas parfaitement sur l'allure des
spectres, sur lesquels on devrait lire des anomalies négatives en Eu plus prononcées. Une explication
probable est que le plagioclase qui cristallise est probablement très basique, donc que son anomalie
en Eu sera relativement faible. Le fractionnement en lanthanides entre amphibole et magma d'après
Hansen (1977) (figII.44) montrent que l'intervention de l'amphibole dans le fractionnement des
termes différenciés peut masquer l'anomalie d'Eu créèe par la précipitation de plagioclase. Dans le
cas de la série de Mako, l'amphibole a dû certainement paniciper au fractionnement des termes calco-
alcalins, ce qui pourrait expliquer les valeurs presque constantes de Y au cours de la différenciation
(Lambert el Rolland. 1974).
Les différents diagrammes de corrélations et de variations chimiques indiquent donc un fort
contrôle du clinopyroxène, du plagioclase et à un moindre degré de l'olivine dans les premiers stades
de cristallisation de la série de Mako. Un tel système de fractionnement est en accord parfait avec les
résultats de Frey et al.(1978). Saunders et al.(1980) sur le fractionnement des liquides basaltiques à
basse pression.
II. ESTIMATION DE LA COMPOSITION DU MAGMA PRIMAIRE
Il s'agira de définir pour cela le trend d'évolution du liquide qui a donné les basaltes les
moins différenciés à panir d'un magma parent issu de la fusion partielle d'une lherzolite à spinelle ou
amphibole. Si nous nous en tenons aux valeurs du rapport "mg" (0,7-0,8) données par Kay et
al.(1970) Frey et al (1974) comme caractéristiques des liquides primitifs issus de la fusion partielle
du manteau, nous pouvons admettre à titre d'hypothèse que les laves de Mako ont cristallisé à partir
de liquides déjà évolués. Le fractionnement au cours de la cristallisation aurait été contrôlé d'abord
par l'olivine et le clinopyroxène (fractionnement wehrlitique) dans les phases précoces de la
cristallisation et ensuite par le cllnopyroxène + plagioclase ± olivine (fractionnement gabbroïque)
dans les liquides plus différenciés.

---

111
,
o ,
'.-,
•
'.,
Figure.2.42a
•
• •
•
•
Diagramme (CaO/AI203)-
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du complexe lité de Sandi-
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les fractionne-
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ments du CPX et du plagio-
clase dans t' évolution des li-
,
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quides. Les valeurs faibles du
rapport CaOlAl203 indique
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l'olivine dans le fractionne-
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o 0 .".
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O. s
des métavoicanites de la série
de Mako. La droite d'évolu-
tion des mëtavolcanttes s'
écarte de celle des magmas
picritiques marquée par le
fractionnement et l' occumu-
.
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laeion de l'olivine. L'olivine
en équilibre dans le magma
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O.'
primitif correspondrait à Ulte
composition de Fo= 83

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nede Mako.
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Fillure2.44 .
Courbes de vananollS des coefficients de distribution
KD Mini Re desphases minérales coexistant da11S les
termes de l'association. Les valeurs de nonnalisaiion
par rapport aux chondrices ont été compilées d'aprés
Hanso n(l978) ,Fourcade er Al/égre(l98l): K.
Pelas» feldspath potassique, PL = Plagioclase. Hy=
Hyperschéne, Cpx = Clinopyroxéne, Zr= Zircon,
Hb= Hornblende, Ap = Apalice, Sph= Sphéne ).

---

113
Le système ~iO-MgO permet d'avoir une bonne approche (Hart et D:WLS, 1978). En effet le
Ni et le Mg, durant ;.:. cristallisation des magmas basaltiques diminuent rapidement dans les liquides
et dans l'olivine fractionnée (0' Hara, 1977; Sare, 1977). Dans le système proposé nous retenons
les poims suivants;
-le magma parent en équilibre avec le manteau a une composition à olivine Fo = 90 et une
teneur initiale en N. = 2500 ppm. Ces valeurs sont proches de celles préconisées par Hart et Davis
{I978), Upta et Wac sworth (1972) pour le même système.
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MgO ,.
Figure Il.43 Diagramme logarithmique Ni- MgO . La courbe de fusion du manteau à composition
harzburghiqoe dans le systeme Ni- MgO d'eprés Hart ct Davis(1978).La eourbe d'évolution
de l olivine calculée pour Ni = 3500ppm,ct Foe 85 ,FM droite d'évoluuon des mctatavcs
du complexe de Mako; Mp= magma primaire du complexe; Mo = magma théorique
délt"rminégrapbiqucmcnt : F= trend d'évoludon de la série ealco- alcaline du complexe de
Mace; Légende identique aux autres figures avec en plus: les ronds pleins- métabasaïtcs du
secteur de SaOOdala( Ngom, 1985), triangles pleins = cumulais uïtramaûqucs mafiques du
COlT,plexe plutonique lil.é de Sandikounda

---

114
Dans ce système NiO-MgO (figII.45). nous avons reporté les analyses représentatives de la
série de Mako dam; le secteur LS et celles des tholeütes du secteur de Sabodala étudiées par Ngom
(1985). Globalement les teneurs en NiD dans la série de Mako varient de 113 à 309 ppm. La droite
de fractionnement FM des basaltes de Mako recoupe la courbe de fusion théorique du manteau au
point Mo correspondant à la composition; MgO = 8,50 et NiO = 230 ppm. La composition au point
Mo correspondrait d'après Hart et Davis (1978) et Fégueson et al (1983) approximativement à celle
du magma primaire des basaltes. Dans ce cas la composition de l'échantillon 119A (Ni = 213 ppm,
MgO = 8,37%) qui est le plus proche du point Mo (magma primaire théorique) pourrait être
considérée comme représentative du magma primaire à partir duquel la série de Make a évolué par
fractionnement sous contrôle de clinopyroxène et de plagioclase.
Le trend d'évolution des roches calce-alcalines associées est plus ou moins parallèle à celui
de Mako et à des teneurs en NiD et MgD plus basses; cette position pourrait suggérer une origine
commune, à partir de la même source mais à des taux de fusion différents; un tel modèle a été
proposé par Kushiro (1974), Mysen et a1.(I974) pour des andésites basiques à Si0:z= 53,8 %.
III. CARACTERISATION DE LA SOURCE ET DES PROCESSUS MAGMATIQUES
Les rapports LREE/HREE très proches de l'unité permettent déjà de retenir d'une part
l'absence de grenat dans le résidu. En effet. un modèle avec séparation de grenat au niveau de la
source avant la fusion, aboutit à un liquide primitif possédant les caractéristiques suivantes: des
rapports GdN/YbN et LaN/SmN proches de l'unité et des rapports Al20yri02 proches des valeurs
chondritiques (18.5 : Sun et al., 1979). Ces différentes caractéristiques se retrouvent dans les
tholeiites de M ako. Par contre les termes du pôlecalco-alcalin ont des caractéristiques géochimiques
différentes.avec en particulier des rapports AI203l"TiÛ2.
GdN IYbN, Zt:IY, LaITh el LREElHREE plus élevés.
Ces différences entre les deux types de volcanisme d'une même série. posent le problème
de rapport génétique; elles pourraient être en rapport avec des sources magmatiques différentes. des
taux de fusion différents pour une même source magmatique. ou encore avec des hétérogénéités au
niveau du manteau.La pétrogenèse des associanons basaltes tholéiitiques - basaltes calce-alcalins,
typique des environnements d'arc insulaire a été étudiée par plusieurs auteurs (Dupuy et al., 1982;
Grove et Kinzler, 1986; Mc Culloch et Perfit, 1981; Gill, 1987). Ces différents auteurs s'accordent
pour dire que les divers types de basaltes pouvaient provenir d'une même source mais suivant des
modalités de fractionnement et de fusion différentes.Nous pensons que, pour la série de Mako, le
volcanisme calce-alcalin proviendrait de la même source lherzolitique, mais à des niveaux et taux de
fusion différents. En effet, Si nous considérons les spectres de Terres Rares dans les deux types de
métavolcanites composant le complexe volcanoplutonique de Mako, nous constatons qu'ils ne
différent fondamentalement que par le fractionnement plus important des LREE dans la série calco-
alcaline alors qu'au niveau des HREE les spectres SOnt subparallèles. L'allure des spectres des
termes de la série tholeiitique, légèrement enrichis ou légèrement appauvris en LREE, nécessite
l'intervention de l'amphibole ou d'un système parfaitement dominé par le clinopyroxêne pour
expliquer la légère augmentation des REE et la faible anomalie en Eu .

---

115
Dans ces conditions, il faudrait admettre que les laves proviennent du fractionnement de
liquides issus de la fusion partielle d'une source à composition de lherzolite à amphibole ou
spinelles. Un tel modèle est en rapport avec nos observations pétrographiques et la partition de
certains éléments dans les liquides.
Nous allons maintenant tenter de caractériser cette source mantelIique en partant des
variations de rapports entre éléments parfaitement stables et assez caractéristiques de l'état du
manteau.
Le diagramme (afY)-Zr (figII..46) montre clairement que la saucee des laves de Mako est
enrichie par rapport aux chondrires et par rapport à la source de référence de type Hawai (Pearce et
Norry, 1979). Il permet ainsi de constater les comportements différents, du groupe calce-alcalin
(pyroclastites et faciès hypovolcaniques) et celui des rholeiites.
La position groupée des tholeiites dans ce diagramme autour du trend de fractionnement
suppose l'intervention d'un processus de fractionnement dominé par le clinopyroxéne et le
plagioclase, à panir d'un magma issu du manteau par fusion partielle. Le taux de fusion probable
peut être estimé entre 10 et 20% en nous refèrant aux courbes de fusion théorique de Pearce et Norry
(1978).
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Figure 2.46
Diagramme ùfY-Zr des formations volcanique de la série de Mako. Les % œ
fusion et les droites de cristatllsation fraaionnëes sont adaptées d'après
Pearce et Nony (1979).

---

116
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Diagramme de variations Cr -I" (ppm) des lennes des séries rholeiitique el
calce.alcaline de Moka, en relation avec les courbes de fusion théorique à
l'équilibre à partir d'un manteau "fenüe" (lherzolitique) ou à résidus
{harzburguique: à CPX et Spinelle). Les pourcentages, 5,10.20,30 erc..= EaUX
de fusion théoriques calculés par Pearce (1982). La droite fléchée M représente
le trend d'ëvoluron des séries volcaniques de Mako. Nous remarquons dans
ce diagramme te léger décalage du groupe calco-alcalin par rapport aux
tholeiites qui so-it 10 et 20% de toLU de fusion du manteau therzolitique et
prochede celui tUS thoteiites d'arc du groupe A du Ayios Mamas appanenaru
à la séquence opoiolitique des Troodos (Flower et Levine, 1987)
Les pyroclasrires et roches hypovolcaniques présentent quant à elles un comportement
caractérisé par une augmentation des valeurs du rapport ZrIY consécutivement à une baisse de Y.
Ces diverses variations pourraient être mises en rapport avec l'intervention d'une phase cumulative
en amphibole selon un mécanisme de cristallisation fractionnée fortement contrôlé par l'amphibole.
Dans le diagramme de variations LogCr-LogY (ppm) (figII..47) nous essayons d'approcher
la source mantellique et le processus dominant en opposant deux éléments, Cr et Y de
comportements différents suivant les processus magmatiques.

---

117
Le caractère compatible du Cr enrraine de fortes variations de cet élément au cours du
processus de cristallisation fractionnée, tandis que l'Y demeure presque stable. Dans ce diagramme,
la droite d'évolution M de la série tholeütique de Mako suggère un processus de cristallisation; elle
recoupe la courbe de fusion théorique correspondant à la fusion d'un manteau lherzolitique à un taux
de fusion proche de 10. Les termes volcaniques calce-alcalins associés aux tholeiitites suivent en
gros la même droite d'évolution, tout en s'écartant vers des taux de fusion légèrement plus élevés
(entre 10 et 20). Cette différence de comportement est notée également dans le diagramme précédenl.
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l.JJ~gnwir en utili.santzIf.s coeffici~nt.s de partage deHarle:t D;vi.s(:r:~~i~~[1::rli:~ ~~
tiretés représentent les courbes l.S~tller':le.s ~ l amw~p l re ,u~a~
l'oU vine dans les domaines de fusion faible LntervenclOn de lO/IVlne
2, Les eenëluons de genèse
Les tholeiites d'arc insulaire sont le plus souvent interprétées comme issues de la fusion
partielle en présence d'eau du manteau péridorirlque pour générer le magma primitif;
ce magma
subit ensuite un fractionnement par cristallisation des phases olivine, pyroxènes 1.amphibole (Gill.
1970; NichoUs et Ringwocd, 1973), à basse pression,

---

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Report des metabasahes de la série de Moka dans le diagramme
MgO (%)- FeO( % molaire) de la fusion partielle d'un manleau
péridotitique d'après Hanson et Langmuir (1980).10 %.30 % :::
taux de fusion du manteau .. ---t courbe de cristallisation fraction-
née d'olivine d incréments 5 % : La position des métavolcanues
en dehors du domaine de fusion indique des liquides évolués; les
températures de cristallisations sonC encre 1200 et 1100 0
Les conditions de genèse des roches relativement riches en MgO et Ni marquant
l'intervention de l'olivine. peuvent être approchées dans le système MgO-FeO (% molaire) de
Hanson et Langmuir,0978).
Dans ce système (figII.48) les roches volcaniques de la série de Mako se positionnent en
dehors du trend de fractionnement de l'olivine. Leur répartition indique que le magma primaire à
partir duquel la série a évolué pourrait provenir d'un magma primitif issu de la fusion du manteau
lherzolitique à des températures entre 1200 et 1300°.

---

119
Ces estimations sont confirmées dans le diagramme MgO-Ni (figII,49 ), dans lequel les
points sont en dehors de la courbe de fusion partielle de l'olivine en équilibre avec le manteau. Ce
diagramme permet de noter d'une pan que le, magma primaire (l19A) ne provient pas de la fusion
directe du manteau et d'autre part que le liquide primaire serait issu de la fusion du manteau à des
température entre 1200 et 1300" à 1 atmosphère.
Les faibles teneurs en alumine, suggèrent d'après les données expérimentales de Green et
Ringwood (1967), une mise en place à un niveau structural superficiel. En effet le fractionnement du
plagioclase dans les zones profondes, aurait généré des teneurs en Alz03 plus élevées. D'autre part,
les données expérimentales de Jaques et Green (1980), Stolper (1980), Fuji et Scarfe(1985) sur la
genèse des MORES ont révélé que les liquides issus d'une source lherzolitique à partir des phases
OL-OPXMCPX-Spinelle, à lOKb avaient la composition des Basaltes magnésiens (MgO entre 9,5 et
8 %).
CONCLUSIONS GENERALES SUR LA SERIE DE MAKO
A l'issue de l'étude de caractérisation du complexe volcanoplutonique de Mako dans le
secteur LS, nous pouvons retenir les caractéristiques suivantes:
Le supergroupe de Mako est constitué essentiellement d'un complexe volcanoplutonique
formé de laves massives, de laves en pillow, de rares pyroclastites et de roches hypovolcaniques de
type métadlorire métarcnalite. Les séquences volcanosédimentaires ou franehemenr sédimentaires
dans cette parne nord de la série de Mako sont rares et ne subsistent que dans la parrie sud-est du
secteur (Yélimalo). Cependant dans la partie sud, les épisodes sédimentaires (calcaires) et
vcleanosédimentaires sont assez bien représentés et prédominent par endroits sur les complexes
vclcanoplutoniques;
Les différentes formations ont été soumises, à un métamorphisme général statique de type
épizonal et par endroits, au contact des grandes masses plutoniques à des recristallisations
dynamiques à la limite schiste vert-amphibolite. Cette phase de déformation qui s'exprime en régime
d'aplatissement serait précoce et antérieure à la mise en place définitive des premières intrusions
plutoniques, sous forme de complexes lités.
Le complexe volcancplutonique de Mako constitue un exemple d'association tholéiite -
calce-alcalin à dominante tholeiitique fréquemment rencontrée dans le Birimien de l'Afrique de
l'Ouest, mais cependant moins évolué que dans certaines provinces. Les différentes approches
géochimiques de discrimination du contexte géodynamique, indiquent des caractères de transition
entre les N-MORB et les thcleiites d'arc insulaires légèrement enrichies en LREE! HREE. Ces
caractéristiques les rapprochent des arcs insulaires actuels des Mariannes, de Fidji, des Alouétiennes
ou de New Britain.

---

PLANCHES
PHOTOGRAPHIQUES

---

PLANCHE 2.1
A -
Complexe voicanoplutonique de Mako. Empilement de laves en pillows,
très peu déformé. Localisation: colline de Massakounda, piste Léoba-Soréto.
B -
Complexe volcanoplutonique de Mako. Le matériel pyroclastique (8607)
est affecté de plis isoclinaux parallèles. Localisation: colline située à 2 km au SW
de Kaourou.
C -
Complexe volcanoplutonique de Mako. Empilement de laves en
pillows, légèrement étirés. Localisation: colline située dans le panneau de
Konkoto, 1 km au NW de Gourouba.

---

---

PLANCHE 2.II
A -
Complexe volcanoplutonique de Mako. Texture de pyroclastites (8607)
avec présence de vésicules éclatées et développement de quartz "rhyolitique''.
Localisation: pyroc1astîtes situées au S\\V de Kaourou..
B -
Complexe volcanoplutonique de Mako. Texture de pyroclastites plus ou
moins litées, avec porphyroclustes d'amphibole et de quartz, le tout dans une
matrice chloriteuse. Localisation: pyroclastites de Léoba: niveau grossier.
C -
Complexe volcanoplutonique de Mako, Texture des laves en pillows de
Massakounda avec zonation de la bordure (A) vers le cœur (C). Dans la zone
intermédiaire (B) on observe une recrisrallisation massive d'actinote.
D -
Complexe volcaucplutonique de Mako. Texture de pyroclastites : niveau
fin: Localisation: pyroclastitcs de Léoba.

---

U; 'Qi.R.-:ii:ilBiI'

---

1)..
TROISIEME
PARTIE
LES COMPLEXES
PLUTONIQUE ET METAMORPHIQUE
DE
SANDIKOUNDA·SONFARA
~ COMPLEXE
PLUTONIQUE
LlTI?
.
COMPLEXE
AMPHIDOLlTOGNEISS
,

---

121
A.. PRESENTATION GENERALE
DES
COMPLEXES
Les complexes plutonique lité et métamorphique sont slrués dans la partie nord -ouest
du secteur étudié, entre Sandikounda et Sonfara. Les études de reconnaissance générale
effectuées sur la série de Mako et le batholite de Kakadjan (Basset, 1963; Wltchard, 1965) et
celles qui ont suivi ne distinguaient pas les faciès de cet ensemble de ceux des complexes
plutoniques granodioritiques situés plus à l'Est. L'absence de rappons structuraux bien visibles
entre les différentes roches en affleurement, rend difficile l'interprétation géologique de ce
secteur. Toutefois. l'étude détaillée des caractéristiques pétrographiques et structurales des
roches, nous a permis de les individualiser du reste des formations plutoniques attribuées au
bathclite granodioritique de Kakadian deux ensembles distincts .
-1- Un ensemble plutonique qui se caractérise par la présence constante de texture
cumulative et de litage magmatique bien marqués. Les textures magmatiques sont bien
conservées ou légèrement rérrornorphosées dans le faciès schiste ven. Les roches s'organisent
en un complexe gabbroïque lité dans lequel sont associés des termes pétrographiques évoluant
des curnulats ultramafiques jusqu'aux. différenciats trondhjémitiques. Les phases de
déformation mises en évidence dans ces formations sont tardimagmatiques et de style cassant.
Elles s'expriment suivant des couloirs de déformation étroits proto à blastomy-Icnitiques.
-2 - Un ensemble de roches en panneaux. hectométriques qui se distinguent des roches
environnantes par les caractéristiques suivantes:
- une texture métamorphique toujours bien marquée. qui se caractérise par l'apparition
d'une foliation très nette et parfois d'unelinéation verticale. Cartogtaphiquement la foliation de
direction globale NlOO subverricale est plus ou moîns parallèle au litage magmatique des
gabbros lités;
- dans le secteur de Tonkoroc, au niveau de la zone de contact entre ce complexe et
l'ensemble supérieur du complexe lité représenté par les diorites quartziques de type
Guéssébové, s'observent par endroits des xénolithes métriques d'arnphibolites finement foliées;
-les différents faciès de l'ensemble amphibclito-gneiss sont fréquemment injectés de
marériel leucocrate en filormets ou en veina aplitiques ou pegmatitiques; ce qui leur confère par
endroits l'aspect de "migmatite" (photos A à D. PL.3.IT).
Cet ensemble forme un complexe métamorphique hétérogène, composé d'amphibolites
et de faciès gnelssiques variés à composition diorito-trondhjémitiquc.
L'évolution rectonométamorphique beaucoup plus complexe de l'ensemble amphibolito-
gneiss semble l'opposer netterrent à l'ensemble gabbroïque très peu métamorphique.

---

Il existe donc un contraste métamorphique très net marqué par un saut métamorphique
important entre les deux ensembles aftleurant dans ce secteur. Ceci permet de distinguer dans
cette zone deux complexes (Cane hors texte :feuille B et C) à évolution tectonomagmatiqœ bien
distincte:
- Un complexe gabbroïque nu (Complexe Plutonique Lité de Sonfara: CPLS) à
structure magmatique bienconservée légèrement rétromorphosée.
- Un complexe métamorphique .mphlbollto-gnelsslque(Complexe
Amphibolito-
Gneissique de Sonfara-Sandikounda: CAGS), à évolution teetonométamorphique très différente
de celle des roches environnantes. encore inconnue dans le reste de la boutonnière de
Kédougou.

---

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125
B. COMPLEXE PLUTONIQUE
LITE
(CPL)
CHAPITRE 1
MODE DE GISEMENT, STRUCTURE ET PETROGRAPHIE
1. MODE DE GISEMENT ET STRUCTURE
Les roches du complexe plutonique lité sont caractérisées par une texture cumulative et
par un litage magmatique souvent bien exprimé. Leur structure les distingue nettement des
roches environnantes, en particulier des amphibolites et des gneiss dioritiques et tonalitiques en
panneaux. A l'échelle du terrain, apparaît un litage magmatique majeur qui permet de sérier à.
l'intérieur du complexe, plusieurs unités pétrographiques. Ainsi nous avons pu distinguer par
leur pétrographie et leur chronologie deux groupes de roches (fig.3B.l):
- Un ensembleIIU:: il forme 40 à. 50% de l'intrusion. Il est constitué de roches à texture
cumulative et à aspect lité, rubané à l'affleurement. La structure se caractérise macroscopique-
ment par l'apparition d'un litage compœitionnel matérialisé par une alternance de bancs
feldspathiques et de bancs à predominance ferromagnésienne, d'épaisseurs et de compositions
variables. A l'échelle de l'échantillon, la structure se traduit de façon pénétrative par
l'orientation préférentielle des minéraux suivant une direction parallèle au litage majeur.
- Un ensemble p~rlphérlque: les roches constituant cet ensemble se distinguent de
celles de l'ensemble li1é par l'absence de litage compositicnnel et de rubannement. Par contre,
elles présentent toujours un phénomène cumulatif exprimé sous fonne de litage texrural marqué
par une gradation de la taille et de la forme des minéraux. Les contacts des roches de cet
ensemble avec l'encaissant volcanique (série de Mako) sont toujours marqués par un débitage
de l'encaissant volcanique en essaims d'enclaves ou par des brèches magmatiques.
Le litage purement magmatique du complexe varie globalement du Nord vers le Sud; il
passe en moyenne de N90.70N dans la partie sud-est à NIO.60W dans la partie nord- ouest.
Les mesures structurales effectuées dans le complexe plutonique lité indiquent
l'existence d'un réseau de petits décrochements conjugués. Les décalages sénestres les mieux
représentés tournent autour d'une direction moyenne proche de N90 tandis que les rares
mouvements dextres oscillent autour de N40. Il s'agit manifestement d'un champ de contrainte

---

126
compressif d'orientation proche de N90. qui s'est exercé dans des conditions proches de celles
de la surface.
Dans le secteur de Laminia-Sandikounda, le complexe plutonique lité a été mis en
évidence uniquement dans la partie occidentale; cependant des roches gabbro-dioritiques ont été
signalées au Nord de ce secteur (Madina Foulbé) pal: Dioh (1986) el nous pensons que le
complexe plutonique lité a une extension réelle beaucoup plus grande dans le secteur de Mako.
II. CARACTERES PETROGRAPHIQUES
1.L' ensemble plutonique lité
Par leur texture, leur minéralogie et leur position dans le complexe. les différents termes
de l'ensemble lité peuvent être regroupés en deux séries de roches. qui sont de la base vers le
sommet:
. la
sérIe
unramaüque - manque;
• la série
gabbro - dlfnUlque.
1.1 La Série Ultramaflque . Manque
Les différentes roches constituant cette série forment des affleurements disparates dans
le secteur étudié. Elles affleurent:
- au Sud du village de Sandikounda, sous forme de collines disposées en guirlandes
allongées E-W :
- au Nord du village de Tonkouto où elles dessinent un chapelet de collines orientées
NNE - SSW ..
- dans: le secteur de Guéssébové.
A l'affleurement, les roches sont porphyroïdes, à phénocristaux d'amphibole et de
pyroxène. Les principaux faciès de cette série sont: des péridontes plagifêres, des pyroxénites,
des gabbros à orthopyroxène et amphibole et des microgabbros.
La qualité des affleurements n'a permis ni de reconstituer la fabrique ni de mettre en
évidence le rubannement magmatique.
1.1,1.
Lu pbÎJolit~J (PL.3.1X)
Les péridctites sont à gros cristaux noir-verdâtres de taille variable (de 8 à 15 mm) dans
une trame vert- clair. Elles affleurent en amas décamétriques dans le secteur de Sandikounda et
dans les collines de Guéssébové. Elles sont associées à d'autres faciès ultramafiques ou
mafiques.
L'analyse microscopique montre une texture de cumulai ~<li sc rapproche des hétérad-
cumulats d'après les classificarioee (i »Ô,Wager et al (101\\(1). Tr<,:.,e (1982). La !":,n~.:" ...",

---

127
composée de cumulus d'olivine fortement altérée (45 à 55 %) et de pyroxène (30 à 40 %), de
biotite et de rares baguettes de plagioclase (5.à 15 %). Ces phases principales sont associées à
un assemblage de minéraux secondaires (sériclte ± épidore ± actinote ± chlorite) disséminé dans
L'olivine: elle se présente en grandes plages craquelées totalement serpentinisées.
Les produits serpentineux forment un réseau maillé délimitant des microgranules de minéraux
opaques et d'épidote de fonne plus ou moins bipyramidée.
Les c1inopyroxènes: ils sont essentiellement des augites en gros cristaux
automorphes à subautomorphes poecilitiques, avec des fantômes d'olivine en inclusions. Ces
pyroxènes sont souvent auréolés d'amphibole brune pargasitique ou trémolitique. Ils subissent
sur leur bordure une ouralitisation plus ou moins poussée en une frange d'actinote et de
chlorite.
La blotlte: elle apparaît en lamelles automorphes bien pléochrcïques, en inclusions
dans les porphyroblastes d'amphiboles.
L'amphibole: elle forme des auréoles brunes autour des clinopyroxènes ou parfois
de grandes plages brunes à inclusions de plagioclase et de pyroxène rellctuel et parfois de
biotite.
L'orthopyrodne: il est très peu abondant et se trouve dans l'intercumulus en
bordure des clinopyroxènes ou dans la trame microgrenue. L'onhopyroxène pourrait provenir
de la réaction liquide-olivine du type :
Olivine
+
Liquide (lillicaté) -+. orlhopyrodne
(Fe, Mg)2S104
+ SI02
2(Fe, Mg)Si02
Les
plagioclases:
Ils sont en microphénocristaux (de 0,4 à 0.8 mm)
subautomorphes à xénomorphes, souvent fortement transformés en séricite, épidote et chlorite.
Quelques rares baguettes de plagioclase subautomorphes en contact avec les pyroxènes
permettent d'estimer leur teneur en anorthire (An 55~An 65).
Les sptneües: Ils sont en granules subarrondis ou légèrement cubiques associés
aux produits de serpenrinisarion de l'olivine, en inclusions dans les pyroxènes ou disséminés
dans la trame microgrenue.
Dans ces péridotites plagifêres, l'olivine en gros cristaux automorphes a précipité
avant. suivie de pyroxène de type augite. Ces minéraux précoces constituent les phases
cumulus, cimentées par le matériau pest-cumulus réduit, composé de plagioclase presque
totalement épigénisé, d'amphibole secondaire et d'onhopyroxène.
La composition de la roche permet de la considérer comme une Werhlite plagifère
(Streckeisen 1976) à texture poecilitique.

---

128
1.1.2. Les pyrox~nltes ( photos A, C. PL.3.IX. )
Les pyroxénites sont assez répandues mais toujours en petits affleurements dis-
parates dans les roches avoisinantes. Elles ont été rencontrées :
- à 20 mètres au Sud du village de Sandikounda, associées aux péridotires plagifères
décrites ci-dessus et aux termes gabbroîques ;
- dans les collines de Guéssébové, associées à des faciès dioritiques appartenant au
même complexe;
• en sills hectométriques à l'intérieur des roches volcaniques du complexe de Mako
(SW de Kaourou).
Les pyroxénites sont des roches de teinte noir-verdâtre à ven formées essen-
tiellement de cristaux de clinopyroxène de taille variable (de 0,5 mm à 3 cm), de rares cristaux
d'olivine et de plagioclase totalement destablllsés. Leur texture est de type hétéradcumular à
cristaux automorphes de pyroxène. de taille allant de 0,5 à 3 mm, d'olivine en relique, de
plagioclase et d'amphibole en gros cristaux poecilitiques.
L'cüvtne: Elle est totalement serpentinisée en association ± chlcnte ± opaques,
entourée de liserés d'antigorite ou totalement transformée en agrégat d'anrigorite et de spinelles
cubiques.
Le c1lnopyroxène: ils sont en cristaux automorphes, de taille variable (de 0,5 mm
à 3 cm) formant 75 à 90 % de la roche. Les cristaux de c1inopyroxène som presque toujours
totalement transformés en grandes plages trémoliriques brun- rougeâtre légèrement fibreuses
(Photo.A. PL.3.lX) ou pargasitiques. A l'intérieur de ces plages d'amphibole apparaissent par
endroits des associations épitaxiques d'aiguilles d'actinote et de chlorite légèrement orientées.
L'orthopyroxène: il est souvent en tâches dans les cllnopymxènes ou en plages dans
l'intercumulus: il est probablement de type réactionnel et proviendrait d'une réaction olivine-
liquide, enrichie en silice.
Le plagioclase: il est est fortement transformé et remplacé par l'association séricite
± épidote.
Dans la classification de Streckeisen des roches ultramaflqœs (lrrl6).la composition de
la roche correspond à une clinopyroxénite plagifère.
1.1.3. Les gabbros A amphibole :
Les gabbros à amphibole sont les termes les mieux représentés. Ils affleurent
essentiellement dans le secteur Sandikounda et Tonkotou en petits massifs allongés NE-SW.
Ce sont des roches sombres porphyroïdes caractérisées par la présence de mé-
gacrisraux d'amphibole de 0,7 à 1 cm de taille, dans un fond microgrenu à grenu. Ces gabbros
recoupés par des filons de rnicrogabbrcs dans le secteur de Sandikounda.

---

129
Les gab bros présentent une texture de mésocumu lat dans laquelle cristallisent
largement en phases cumulus, du plagioclase (30 à 35 %) du clinopyroxène (25 à 30 %) et
quelques oxydes ferrctitanés. Cette phase subsiste dans un mtercumulus essentiellement formé
d'amphibole (10 à 25 %), d'orthopyroxène et d'autres minéraux accessoires. L'olivine ne
subsiste qu'en fantômes.
l'olivine: est transformée en un assemblage de serpentine, de spinelles, d'épidote et
de chlorite dans les pyroxènes et dans les amphiboles poecilitiques ou en amas dans la matrice.
Le dinopyrodne: il est en cristaux automorphes à subautomorphes poecilitiques
avee en inclusions des lattes de plagioclase et d'olivine. TI est rarement maclé et jamais zoné.
Les cristaux de clinopyroxène présentent souvent des exsolutions légèrement pléochroïques
d'onhopyroxène et sont, soit partiellement transformés en amphibole ven-brunâtre de type
pargasitique, soit totalement transformés avec cristallisation concomitante d'épidote, d'opaques,
d'actinote hornblendique et de quanz.
Le plagioclase: îl est en phénocristaux (de 0,5 à 1,2 mm)
automorphes à
subautomorphes, maclés albite ou à double macle d'albite et de Carlsbad. Ils sont zonés et plus
ou moins altérés.
L'amphibole: elle forme de gros cristaux de 5 à 8 millimètres en grandes plages.
Ces porphyroblastes sont irrégulièrement disposés et sans orientation défmîe. Elles contiennent
en inclusions des reliques de pyroxènes, des plagioclases à aspect amiboïde, des oxydes de fer
et rarement de l'olivine. L'amphibole est légèrement pléochroïque et varie en lumière naturelle
du jaune verdâtre au brun. Cette amphibole semble primaire et tardimagmatique. Elle se
distingue de l'amphibole secondaire en liseré autour du clinopyroxène.
Le sphène: dans certains échantillons (86.49. 86.26) nous avons observé des
cristaux de sphène à contours guillochés et à inclusions et de magnétite de quartz.
L'apatlte: elle se rencontre en sections aUongées (1/2) ou en granules dans les
cristaux d'amphibole.
Le quartz: en faible quantité est en amas polycristallins autour des clinopyroxènes.
La texture initiale du gabbro est encore bien conservée. malgré une recristallisaticn
partielle. Dans ce cumulat gabbroïque, il est courant d'observer l'existence, par endroits, de
structure "en pavés", marquée par les rapports jointifs des phases cumulus. A cette texture
initiale semble se surimposer rempreinle d'une phase de déformation se traduisant:
- au niveau de l'affleurement par les nombreux "joints" de remplissage par
'cristallisation de type hydrothermal, d'épidote et de quanz qui affectent les gabbros et les faciès
avoisinants;
- au niveau m;n,.{.....l :':l" une texture nornh'...." ..l,,::-ique marquée n:u 1:0 f"........ation de
monier polyminéral à quartz, plagioclase et quelques minéraux de la paragenèse secondaire:
épidote, calcite et chlorite;

---

13[)
- par une dislocation des plans cristallographiques (macles) des plagioclases et par
la présence d'amas de cristaux polygonaux de dinopyroxène craquelés.
1.1.4. Les mlcroga.bbros (PL.3.IX.Bj 3.VIILB)
Les microgabbros affleurent à mi-chemin entre les villages de Sandikounda et de
Tonkotou, el à 100 mètres au Sud de la piste Sandikounda-Tonkouto. Ils se présentent en mans
hectométriques, associés aux autres faciès de l'ensemble ultramafique-mafique. lis sont de
teinte notre-verdâtre, en structure massive et d'aspect bulleux et amygdalaire. A l'affleurement,
la roche est très rugueuse et présente de nombreuses vacuoles subarrondies de diamètre compris
entre 0,4 et 1 centimètre, formant plus de 20% de la roche. A l'échantillon, on observe très
fréquemment de petites tâches sombres ovoïdes de 2 à 5 nûllirnètres qui sont des amygdales à
remplissage de quartz, chlorite, épidote el calcite. Les microgabbros présentent localement une
texture fluidale bien marquée par l'étirement des amygdales et l'orientation moyenne de
rnicrolites de plagioclases.
Sur le terrain, les microgabbros sont parcourus par une anastomose de veinules à
cristallisation de hornblende tardimagmatique (Photo.A.PL.3.VIII), différentes des amphiboles
pargasitiques contenues dans la texture de la roche. Cette texture pourrait être liée à des
remontées profondes de fluides chauds, affectant les gabbros non encore totalement cristallisés,
favorisant ainsi dans les fractures la cristallisation d'amphibole à cause de la réhydratation. La
texture de recuit présente, par endroits, dans le gabbro, est en faveur pour une telle hypothèse.
Le gabbro contient aussi des poches de pegmatites à contours sinueux, formées de mégacristaux
de pyroxène d'orientation quelconque dans une marriœ microgrenue réduite.
Les microgabbros sont à texture microgrenue porphyrique à microphénœrisraux de
pyroxène et de plagioclase, dans une matrice de micro lites orientés de plagioclase, de
microcristaux (100 à 300 microns) de clinopyrcxène et d'amphibole. Cette texture est par
endroits glomérulaire (photo. B.PL.3.VIII.). A ces phases primaires, s'ajoute une paragenèse
secondaire dominée par l'association albite + épidcte + chlorke + calcite + Quartz + séricite.
Le cllnopyroxène: il constitue l'essentiel des pyroxènes de la roche (35 et 45 %)
et se présente en microphénocristaux (0,5 mm à 1). mm) automorphes, incolores à jaunes. Il a
les caractéristiques optiques de l'augite avec notamment un angle d'extinction Ng c- 30 0 et
souvent la macle hl. Contrairement aux autres clinopyroxènes des faciès du même ensemble,
ceux des micrcgabbros sont généralement zonés
et maclés (Photo. B.PL.3.VllI). Le
clinopyroxène est assez bien conservé; I'ouralitisation se limite à l'apparition d'une mince
couronne d'ouralite de teinte verdâtre légèrement pléochroïque de hornblende actinohtique.
Le plagIoclase: il est très souvent en tablettes automorphes à xénomorphes de 0,4 à
0,8 millimètre,maclé albite et parfois péricline. Les plagioclases (An40-An45) sont légèrement
épigénisés et albitisés. Les phénocristaux de plagioclase sont accompagnés dans la pâte de

---

131
microlites de plagioclase de .50 à &0 microns plus acides (An 04 - An 10). Le plagioclase
constitue 40 à 50 % de la roche. Dans certains faciès on note une orientation des rablertes de
... l~('·
:.....,....:> urdiquai., _ - "'n;'
~ .... Ud..IiS la [OCII....
L'~pldote: la roche renferme une fone quantité d'épidote (.5 à 7 %) en .granules
automorphes plus 'ou moins bipyranùdés. Les épidotes dans les roches basiques proviennent
très souvent de L'altération des plagioclases basiques; mais vu l'étal plus ou moins frais des
plagioclases et la forme particulière de certaines épidotes en petits prismes automorphes
(clinozoïsite), associée à des granules de spinelles dans un réseau de serpentine. nous pensons
que ces épidotes proviennent au moins en grande partie de la destabilisation d'anciennes
olivines.
L'amphibole: elle provient de l'ouralitisatlon du cllnopyroxêne. Elle se présente en
fines baguettes (de 100 à 200m) plus ou moins orientées, de teinte vert-clair faiblement pléo-
chroïque et à faible angle d'extinction Ng 1\\. C '" 20°. Il s'agit d'actinote de recristallisation en
couronne autour des cllnopyroxênes ou dans la mésostase.
Le Quartz: Il existe dans la mésostase en petite quantité, n'excédant jamais 5%.
Les minéraux opaques: Ils sont généralement en granules automorphes dans la
matrice ou associés à l'ouralite à la périphérie des clinopyroxènes.
ebtorne; elle est souvent associée aux épidotes dans la mésostase et se présente en
tâches verdâtres peu pléoduoïques (vert foncé à bleu).
Sërtcfte: elle est en paillettes au coeur de certains plagioclases ou saupoudrant la
mésostase.
Les différents minéraux de la paragenêse secondaire se retrouvent dans les
amygdales et constituent le remplissage des filonnets recoupant les autres faciès de l'ensemble
ultramafique - mafique.
1.1. La
série
gabbro-diorite
Cette série forme la partie moyenne du Complexe PLutonique Lité. Elle est formée
d'un ensemble puissant de roches caractérisées par une texture de type hétéradcumulat, un
rubannemem et une fabrique souvent bien marquée. Ces structures témoignent de phénomènes
cumulatifs. EUe est composée de quatre unités avec de la base vers le sommet de la séquence:
des homblendrtes, des gabbros "appiniriques", des diorites porphyroïdes à amphibole et des
nûcrodiorites litées.
Le passage d'une unité à une autre est toujours bien tranché et se traduit par une
modification compositionneUe.
1.1.1. Les bornblendltes.
Cene unité s'étend sur la partie nord du secteur étudié ( fig. 3.B, feuille C) et a un
plus large développement que les autres unités. Elle se présente en petits affleurements hectomé-
triques disparates souvent de qualité médiocre. Toutefois, le rubannement et la fabrique

---

132
magmatique, très caractéristiques dans ce type de roches, permenent généralement de suivre les
affleurements.
Le terme homblendite est utilisé ici pour des roches magmatiques grenues,
ultramafiques, contenant plus de 70 % d'amphibole. Les homblendites se caractérisent à
l'affleurement par un rubannement intense, résultant de variations cycliques et rythmiques dans
leur composition. Ce rubannement se traduit par une alternance de lits noirs et de lits clairs de
puissances variables. Les rennes de passage entre les deux types de lits sont assez graduels et
traduisent des fluctuations des charges minérales.
Les lits sombres de puissance millimétrique à métrique SOnt constitués presque
entièrement (plus de 85 %) d'amphibole cristallisant en cristaux automorphes de teinte vert pâle
légèrement jointifs. Les amphiboles de type homblendique sont moulées par de rares
plagioclases en cristaux subautomorphes (2 à 3 mm), associés entre les cumulus d'amphibole à
des granules automorphes de minéraux opaques. Le clinnpyroxène n'apparaît pas dans cette
unité.
Les lits clairs de puissances centimétriques à décamètriques se caractérisent par la
cristallisation précoce de plagioclase en cristaux automorphes. Le plagioclase constitue la phase
priaclpale (75 à 80%) dans les lits feldspathiques; il y est associé à quelques granules de
quartz remplissant les interstices entre les tablettes de plagioclase. L'amphibole ne subsiste
dans ces lits clairs qu'à L'état de traces et conserve son habitus automorphe.
Les termes intermédiaires entre les deux types de lits ont une composition dio-
ritique, dans laquelle l'amphibole et le plagioclase, constituant les phases principales,
cristallisent en cristaux automorphes et en proportions relativement équilibrées.
Les homblendites se distinguent nettement des amphibolites rubanées en panneaux
par l'absence de foliation très caractéristique dans les amphibolites et par leur texture
magmatique bien conservée.
1.2.2. Les gabbros " applnltlques "
Cette unité est d'extension limitée. Elle affleure.en amas hectométriques, entourée
par les homblendites. Elle se caractérise surtout par un litage teatural marqué par une gradation
de la taille du grain.
Les gabbros appinitiques ont une structure porphyroïde marquée par la présence de
mégacristaux d'amphibole poecifltique (pouvant atteindre 3 cm) dans une mésostase feldspa -
thique assez réduite. Cette structure rappelle celle des appinites décrites par Pitcher (1977) dans
le complexe du DonegaI.
Ces gabbros ont une texture de type méso à hétéradcumulat, qui se distingue par
l'habitus' orkocrysnque 0 ...... cumulus u'e.opmbole. LJ••e telle texture est decru.... ra! Wager t::l <11.
(1960), mine (1974), Mc Birney et Noyes (1979) et plus en détail par Matbison (1987) dans
des termes gabbroîques de complexes plutoniques stratifonnes. Les amphiboles sont d'anciens

---

133
pyroxènes totalement transformés. Celles-cl sont poecilitiques et à inclusions de plagioclase en
fines baguettes (à rapport d'élongation >5), disposées parallèlement à "DIO". Cet habitus est
interprété comme consécutif à un refroidissement rapide (Colshet Taylor, 1979). En plus de ces
phases. cristallisent au Iiquldus entre les gros cristaux ofkocrystiques, de l'amphibole en
cristaux automorphes et des plagioclases torasemenr èpigeruses I.JJÜOLU ::::.i~L.j '; il). ;:..."'~ .:>y.::'.:.l:
suggérer, comme l'am déjà fait noter les auteurs précités, une cristallisation précoce in situ
suivie de refroidissement rapide de ces minéraux oïkocrystiques sous forme de mégacristaux de
pyroxène (Campell,1968; Bames,1984; Mathison, 1987).L'intercumulus entre les
phénocristaux d'amphibole est composé par des microcristaux d'amphibole et de plages de
quartz (photo C. PL.3.Vll).
1.2.3. Les diorftes porphyroïdes .. amphiboles
Cette unité forme une bande hectométrique allongée dan la direction du litage majeur
de l'ensemble lité. Dans cette unité. les structures magmatiques ( litage. rubannement, fabrique
planaire) sont encore bien individualisées.EIles sont très bien marquées à la base de l'unité puis
s'atténuent vers le haut de la séquence pour passer à des faciès plus homogènes et plus massifs.
Ces modifications texturales s'accompagnent de la diminution de la charge d'amphibole,
aboutissant à des termes plus clairs microgrenus et plus plagloctasiques, mais à fabrique
planaire encore perceptible par l'orientation des cristaux de plagioclase (photos 1 à 3. PL3. VI).
Cette unité comporte par endroits des niveaux décamétriques de cumulats feldspathiques à gros
cumulus de plagioclase reliés par un intercumulus à amphibole et quartz (photo 3. PL.3Vl).
Dans les diorites porphyroïdes, l'amphibole et le plagioclase constituent les phases
minérales essentielles.
L'amphibole. en gros cristaux automorphes vert bleuté suivant Ng, forme des lits
noirs plus ou moins parallèles. définissant un litage magmatique. Dans ces diorites ne cristallise
qu'une seule génération d'amphibole de type hornblendique légèrement chloritisée. Entre les
amphiboles. cristallisent des baguettes d'apatite. de granules de quartz et de minéraux opaques
(photo A. PL.3.VII). Dans ces lits, le plagioclase en faible proportion est subautomorphe et
moule les amphiboles en bordure du lit.
Le plagioclase peut cristalliser précocemem et constlruer la phase majeure dans les
lits blancs ou constituer des niveaux anorthosiques. Dans ce cas, il forme de grosses tablettes
jointives de taille pouvant atteindre 1 cm. Les plagioclases sont automorphes, maclées albite et
le plus souvent à zonation simple (photo B.PL.3.Vll). Dans ces lits feldspathiques peut
cristalliser dans l'Intercumulus, du feldspath alcalin en petit cristaux xénomorphes associés au
quartz. L'amphibole. absente ou en proportion très réduite. forme des plages subautomorphes
légèrement chloritisées.
Les textures magmatiques sont bien conservées dans cette unité ; cependant,
l'habitus particulier présenté parfois par les plagioclases (macle en peigne) et amphibole

---

134
(cblcntisation), est un
indice de déformation postmagmatique de faible intensité. liée
probablement aux petits panneaux de décrochements sénestres observés dans l'ensemble de la
série.
1.2.4. Les mlcrodlorltes Iltihs
Il s'agit de diorites à grain fin d'extension très limitée. Elles affleurent sous forme
de filons décarnétriques à hectoméoiques,à orientation moyenne N. 500. Elles recoupent certains
faciès de l'ensemble lité (gabbros apptnitiques, homblendites) et ceux du complexe
métamorphique (arnphibolites massives et migmatitiques) en panneaux dans le complexe
plutonique lité. Cependant elles sont à certains endroits parcourues par un veinage de matériel
trondhjémitique.
Les diorites ont une texture isogranulaire à grain fin, à fabrique très nette marquée
par l'orientation des cristaux automorphes millimétriques d'amphibole et de plagîoclase. La
texture magmatique est affectée d'une légère rérromœpbose marquée par la chloritisalion des
amphiboles, et l'épigénisation poussée des plagioclases.
L'apparition de ces faciès microgrenus dans la partie supérieure de la séquence
traduit l'apparition de récurrences dioritiques dans la chambre magmatique et peut être l'action
de courants de convection.
2. L'ensemble pêrtphêrfque
Cet ensemble forme une suite magmatique diorito-trondhjémitique, comportant les
loches suivantes:
DlorUes il amphibole et biotite d. Tonkotou;
DIorites de Gu~sS~boYf;
Diorites quarlzlques
tachetées de Sontara;
Tonalites de Guandamaka;
Dykes de trondhj~mltes.
2.1. Les Diorites il amphibole et biotite
de Tonkotou
Les diorites de Tonkotou sont localisées clans le secteur de Tonkotou à. 100 mètres
, au Nord des collines de Tonkotou. Elles se distinguent très nettement des autres faciès
dioritiques à teinte plus claire. Elles contiennent de nombreuses enclaves de métabasaltes
appartenant à. la série de Mako. Elles sont également envahies par de nombreuses injections de
pegmatites et de matériel granodioritique, associées probablement au Complexe granodioritique
affleurant plus à. l'Est.
. Les diorites ont une texture grenue porphyroïde à phénocristaiix d'amphibole et de
plagioclase. Elles se caractérisent par la présence de pyroxènes en reliques dans les amphiboles
et la cristallisation de biotite.

---

Le dinopyroxène : il est en reliques dans les amphiboles et ne présente ni macle, ni
zonation.
Les amphiboles; 'elles som essentiellement des hornblendes vert pâle en gros
cristaux bien auromcupues presernanr générale«......~ Id. u..a..i.è cu hl. Elles ...;;r~ ...:~...,;::-.~ ..~.,~ ,)uus
forme de couronne verdâtre plus claire autour de reliques de clinopyroxène et proviennent dans
ce cas, probablement de la destabilisation des clinopyroxènes.
La biotite: elle cristallise en lamelles légèrement sigmoïdes de teinte noire à brune,
indice de cristallisation à haute température.Au contact des amphiboles, elles présentent de
petites tâches verdâtres marquant un début de chloritisation.
Les plagiot:l20ses: ils sont en gros
cristaux
subautomorphes de 0.5 à 1 mm
légèrement épigénisés et présentant par endroits la macle en peigne, en particulier au contact du
complexe amphibolo-gneiss.
En dehors de ces minéraux essentiels, les diorites de Tonkctou contiennent du
quartz en plages autour des phénocristaux, de grosses baguettes d'apatire, des cristaux bien
automorphes de zircon dans les lamelles de biotites.
2.2. Les Diorites de Ouëssëbcvë
Ces diorites sont assez bien répandues dans le secteur. Elles affleurent très lar-
gement au Nord de Tonkotou, suivant une bande hectométrique allongée ENE et également au
SE de Sandikounda . Elles se retrouvent dans le secteur de Guéssébové en un petit massif
allongé NS à l'intérieur du complexe granodioritique de Laminia-Kaourcu. Elles présentent de
nombreuses hétérogénéités constituées d'enclaves fusiformes de métavclcanites et de panneaux
décamétriques d'amphibolites. Elles sont aussi parcourues par un réseau dense d'aplites et de
pegmatites. Les structures linéaires en moyenne N70.60N sont assez bien marquées par
l'étirement des enclaves microgrenues sombres et par la disposition
des gros cristaux
aciculaires d'amphibole et de plagioclase. Elles ne sont affectées que par de rares zones de
décrochements sénestres oscillant autour de N90 et s'exerçant dans des conditions proches
de celles de la surface. Dans ces diorites n'apparaissent ni rubannement, ni litage magmatique
très net; par contre. elles présentent par endroits un litage textural bien marqué par la gradation
de la taille du grain. Ainsi il est courant d'observer des faciès de mésocumulat à cumulus
d'amphibole centimétrique au sein de niveaux dioritiques microgrenus.
Les diorites de Guéssébové ont une texture grenue â porphyroïde qui alterne
parfois avec des niveaux microgrenus. Elles se distinguent de celles de Tonkotou par leur teinte
claire, relative à la disparition du pyroxène et de la biotite et à la forte abondance du plagioclase
et de l'amphibole.

---

136
Le plagioclase: il se présente généralement en tablettes totalement épigénisées, ou
en phénocristaux légèrement recristallisés, avec une bordure plus albitique ou une macle "en
peigne".
L'amphibole: elle se présente en phénocristaux automorphes de teinte vert clair,
maclés suivant hl. Dans certains cas (échantillon.8697), l'amphibole est zonée et montre un
coeur plus clair dans une couronne vert foncé. n s'agit probablement d'une cristallisation
d'amphibole magmatique autour d'un ancien pyroxène totalement ouralitisé.
Les minéraux accessoires sont essentiellement représentés par des cristaux de
zircon à auréole pléochrcïque, de chlorite provenant certainement d'anciennes biotites, de
grosses aparites, du sphène en cristaux automorphes et des granules de minéraux opaques.
2.3. Les Diorites quartatques
tachetées de Sonfara
Ce type pétrographique se retrouve uniquement dans le secteur de Sonfara ( Fig.
3B .• feuille B), à l'Est du village de Sonfara. TI affleure en structure annulaire étirée vers le
Nord. Dans l'ensemble, les diorites sont assez homogènes et présentent rarement le litage
textural présent dans les autres faciès dioritiques. Les hétérogénéités sont rares et se réduisent à
quelques filons centimétriques de matériel aplitique.
Ce faciès se distingue des autres roches dioritiques par son grain grossier (3 à
5mm) et homogène, et sa teinte blanche ponctuée de cristaux aciculaires millimétriques
d'amphibole. Ces diorite quanziques ont une texture toujours grenue porphyroïde, mais leur
anisotropie est moins bien marquée. Cependant suivant les faciès, les cristaux aciculaires
d'amphibole et les tablettes automorphes de plagioclases sont plus ou moins ordonnés et
défmissent une structure planaire. La texture initiale est bien conservée et n'accuse aucune
empreinte de déformation. Cette organisation planaire des principales phases minérales
(amphibole. plagioclase), apparaissant comme des phases liquidus ayant cumulé
est
probablement liée à des phénomènes cumulatifs.
Le plagioclase : il forme la phase minérale principale (50 à 60 %)
dans la roche.
Son habitus en tablettes automorphes plus ou moins jointives témoigne de sa cristallisation
précoce et de sa forte annulation.
L'amphibole: la proportion d'amphibole a fortement diminué « 30 %)
contrairement aux autres termes dioririques de l'ensemble lit,.!: et de l'ensemble Déri~~~";quc.
Elle garde néanmoins un habitus automorphe et se présente en cristaux aciculaires de teinte ven
pâle à vert bleuté.
Les phases minérales principales précitées sont associées dans les diorites de
Sonfara à d'autres minéraux en proportions assez caractéristiques:

---

137
Le quartz; il cristallise en forte proportion (10 à 15%) en phase interstitielle autour
des plagioclase et de l'amphibole;
Le feldspath alcalin: il cristallise en faible proportion « 5%) pour la première fois
dans les termes de rensemble pértphem..J.ue. h 1>1:0 presente en Pl"6~ ....lC•• ~; ••...,.t'..,.,"" aVec k -.- __
drillage assez caractéristique du microcline.
LI! chloritl' : elle se présente en lamelles verdâtres, isotropes entre l'amphibole et le
plagioclase ou accolées à l'amphibole. Elle provient comme dans les autres termes dioritiques
de l'ensemble, de la transformation d'ancienne biotite.
Les phases mtnërales aecessctres: sphêne, aparite sont encore présentes en cristaux
bien individualisés, alors que les minéraux opaques sont très peu représentés.
2.4. Les Tonalites de Guandamaka
Ces formations affleurent dans la panic nord du secteur, et se retrouvent à 3 Km au
Nord-Ouest de Scnfara. Elles forment une enveloppe autour des diorites tachetées de Sonfara.
Sur ces formations reposent en discordance les niveaux calcaires de la série de la Falémé. Elles
contiennent par endroits des enclaves microgrenues et sont recoupées par un réseau de filons
centimétriques d'apllres.
Leur texture grenue homogène montre le plus souvent une
fabrique planaire
nettement orientée. matérialisée essentiellement par les cristaux automorphes de plagioclases.
L'orientation moyenne des structures planaires N40.75W diffère de celle de la partie moyenne
du complexe (ensemble lité) proche de N75.
Les tonalites ont une composition banale de plagioclase (50 à 60 %), d'amphibole
(20
30%) et de quartz (environ 15%). La biotite est totalement chloritisée, tandis que le
â
feldspath alcalin subautcrnorphe est associé au qu3I1Z dans la pâte et ne dépasse guère 5%. La
texture magmatique encore bien conservée a subi une légère pseudomorphose, entraînant la
déstabilisation des plagioclases et la chloritisation de la biotite. L'amphibole de type hornblende
verte est légèrement décolorée et a un habitus non zoné et non maclé. Les minéraux accessoires
tels que le sphène et les minéraux opaques (magnétite) ont encore cristallisé en cristaux
automorphes.

---

139
CHAPITRE 2
MINERALOGIE DU COMPI,EXE PLUTONIQUE LITE
I.INTRODUCTION
Les ensembles pétrographiques définis dans le Complexe Plutonique Lité se
distinguent certes par leur pétrographie et leurs relations géométriques, mais aussi par les
associations minérales caractéristiques. En effet, de la base vers le sommet de la séquence nous
observons une modification de la minéralogie marquée par un changement du type
d'association minérale ou de la charge minérale à l'intérieur de l'association.Les différentes
textures de cumulais sont fortement transformées dans les ultrarnafites et parriellerœnts dans les
faciès gabbroïques. Les phases primaires sont généralement remplacées par dse minéraux
accessoires assez divers. représentés par des oxydes (magnétites), du sphéne, de l'apatite et de
la chlorite. La paragenèse (albite+ actinote-s épidote + Quartz) déjà observée dans le Complexe
Plutonique de Mako est aussi présente dans le Complexe Plutonique Lité.
Les phases minérales essentielles sont les clinopyroxênes, les amphiboles, les
plagioclases et les oxydes (magnétites). L'orthopyroxêne apparait en larges plages dans les
termes de la série ultramafique-mafique, souvent associé à la biotite et disparait ensuite dans le
reste de la séquence, tandis que la biotite parfois totalement chloritisée subsiste dans certains
faciès dioritlques. l'olivine
qui a cristallisé dans les termes werhlitiques, est totalement
transformée. Ces transformations semblent être liées à des remobilisations métamorphiques;
mais il s'avére souvent difficile d'être affirmatif quant aux conditions et au type de
métamorphisme des corps gabbroïques (Hermes, 1978).Le problème majeur qui se pose pour
de telles roches est de savoir si la paragenêse est d'origine intégralement magmatique ou
partiellement issue de transformations métamorphiques; en particulier l'amphibole en gros
cristaux poecilitiques peut être, soit des porphyroblastes, soit des phénccristaax de
cristallisation tardimagmatique.

---

138
1.5. Les Dykes de trondhJêmlleS
Le matériel trondbjémitique est assez ubiquiste; il envahit aussi bien les faciès du
complexe plutonique lité que ceux du complexe ampbibclite-gneiss. Il se présente sous forme
d'injections de matériel Ieucocrate en filons d'épaisseurs variables (centimétriques à métriques).
Les injections trondhjémitiques sont le plus souvent sécantes aux structures de la roche -hôte;
mais elles peuvent aussi se faire" lit- à -lit'' el matérialiser ainsiun pseudc-rubannement,
Le matériel trondjhémitique, qui représente les liquides les plus évolués du complexe
lité,
est composé pour plus de 95 %, de quartz et de plagioclase. Les ferromagnésiens
n'existent que sous forme de petites traînées d'amphibole aciculaire.

---

411
48
48
48
4 11
23
23
23
23
23
23
23
50
50
9D
9D
9D
POINT
0005
0006
0007
0008
0009
0047
00411
0049
0057
0050
0053
0054
0017
0023
0031
0032
00 33
5102
51.40
52.9ll
54.411
55.16
54.55
5 2,23
5153
52.3 5
5333 53.25
51 51
5159
52.60
50 .96
52,34
5 2,119
5'V1 3
TI02
0,47
0,41
0,1 6
0,21
0 ,14
1,17
0.73
0 .69
0 .37
0 .63
1.0 1
0.90
0.40
0.30
0 .77
0 .34
0.33
AI. 203
2,35
2.3 7
1,42
132
1.21
1,116
1,98
1.79
1,03
1,05
1,6 11
17
2.71
4.03
2,31
1,97
2,05
Cr20 3
0 .15
0.90
0,00
0,00
0.00
0. 00
0 70
0.0 0
0 .00
0 .00
0 .10
0. 30
0.00
0.70
0,30
Q,90
0 ,00
Fco
6.5\\
6.11
15. 14
15.22
15.40
7.68
749
6,71
18 '79
Ill .Il
8.22
6.95
698
6.64
6,1'2
623
8.08
M nO
0.17
01 8
0.49
0.3 4
0.53
0.23
0.17
0.37
0,48
0.52
0.27
0.37
0.10
0.27
0.25
0.18
0 ,1'7
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0.00
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0,40
0.70
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0.1 2
0.05
0,0 0
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0 .00
0 ,04
0.00
0.00
0 .00
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0 .00
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15 12
26.5 ::1
26 ,99
27 36
14.83
14.54
1479
24,5
24.8 1
14,7
14.63
14.99
14,17
14,91
14,73
15,54
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22 14
20,119
0.79
0,65
0.63
2 1 99
2190
2259
0 ,51
73.00
21 52
22.84
22.24
22,23
22,60
22,82
20,49
Na 20
0,44
0.45
0.00
0.10
0,30
0.37
0,42
0.47
0,00
D,DO
0 ,40
0.39
0,33
0.44
0.4 8
0 ,44
0,32
K20
0.01
000
000
040
o10
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.0 0
0.30
0.00
0.00
0.00
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1.6 1
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0. 00
0 .00
0 .45
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1,964
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933
1,894
1923
1.955
1.947
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0 .32
0.22
0.18
0,34
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0 .67
0.11
0.77
0 ,45
0 ..53
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2.000
2.000
2.000 2.000
2.000
2.000
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2.000
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0.1 90
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0.581
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0.000
0.029
0,028
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46 .32
44 .61
1,5K
1.29
1.23
45.07
4553
463 9
1,03
1.47
44.211
46.64
45 75
46.96
46.33
47 17
42.21
I;N (MG)
42 '77
44.91
73 99
'74,5R
74.44
41.27
42.04
4225
68 66
6931
42 .07
41.69
42 .89
41 64
42.5 1
42.49
44, 52
liS
( 1'1':2+)
10.91
\\ 0 .4 9
24.4 3
N ,13
24.33
12.66
12.43
11.36
30.31
29.22
13.64
11.67
\\1, 37
11,40
Il .16
10,34
13.27
XMG
O.1I4
0.112
0.60
076
076
0.7Y
o.s ï
0 .113
0.'70
0.71
O.lIO
O.RIl
0.8 1
0 .ll3
O.ln
O.Il'2
0.7 9
Ta b/eau 3 B .]
Analyses repr ésentat ives des clinopyr oxè ncs du complexe plut onique filé de
Sandikounda .

---

-141-
/:",g,....
\\
1
\\
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Hb
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Ab
Hb
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"g
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Fe
",-""
L_
An
50
Ab
Figure III B.I: Diagramme ternaire Ca - Mg _Fe des phases minérales terrornagnësiennes en
équilibre dans les errnes du complexe lité
.

---

Dans les diagrammes ternaires Ca-Mg-Fe (fig3.B.l) nous avons présenté les phases
minérales fenomagnésiennes entrant dans les différentes associations .
Il. EVOLUTION CRISTALLOCHIMIQUE DES PHASES MINERALES MAGMATIQUES
1.
L'OllYlne
L'olivine a cristallisé précocement et en grande quantité dans les termes werhlitiques.
Mais dans toutes ces roches,l'olivine est totalement transformée en assemblages secondaires.
2. Les
ClInopyroxènes
•
2.1. Généralités
Dans le Complexe Plutonique Lité de Sandikounda, les clinopyroxènes apparaissent
dans presque tous les termes de l'ensemble lité, en fortes proportions, et suivant un habitus
toujours automorphe et en phase - cumulus. Les caractéristiques optiques. du fait de l'état
d'altération plus ou moins poussé, sont variables; mais la teinte reste toujours incolore à jaune.
Dans la série ultramefique-mafàque, les clinopyroxènes constituent la phase minérale
principale. 11s subsistent ~ l'état relictuel au coeur de grandes plages d'amphibole dans les
termes précoces (Werhlites et clinopyroxénites ), et en phénocristaux incolores lègèrement
curalitisés dam les gabbros bien zonès et maclés suivant (100) dans les microgabbros.
Dans la série gabbrodioritique,les c1inopyroxènes existent encore dans les gabbros
appmiriques à texture oïkocrystique sous forme de mégacristaux totalement transformés en
amphiboles poecilitiques. Ils disparaissent dans les termes dioritiques de cette série .
Dans l'ensemble périphêrique le clinopyroxéne ne cristallise plus; il ne subsiste que
l'amphibole comme phase minérale ferromagnésienne essentielle.
2.2.
ComposItions chlmlques el substttutlcns
Les compositions chimiques de ces clinopyroxénes(tabI.3.BI) sont assez
homogènes. Dans le diagramme de Poldervaart et Hess (1951), elles, varient des augites
calciques vers les salues (Wo 42-47; Ens41-43;Fs10-14). Elles sont caractérisées par des
teneurs assez élevées en CaO et faibles en Ti02 . Les teneurs en Al203, assez élevées dans les
termes précoces ultramafiques diminuent largement dans les gabbros; ceci indiquerait d'après
Hess(l960) à des profondeurs de cristallisation plu forte des cumulats werhlitiques par rapport
aux gabbros. De telles compositions, assez comparables du reste à celles des clinopyroxénes
des termes gabboîques précoces du Complexe Plutonique de Laminia-Kaourou som différentes
de celles proposées par Huebner (1980) puis par Mongkoltip et Ashwonh (1986) pour des
clinopyroxénes métamorphiques de roches basiques. Toutefois les compositions des pyrcxénes
du complexe plutonique lité sont légèrement plus calciques par rapport à celles données par
Wadsworth et al. (1966) pour les clinopyroxénes magmatiques; mais nous pouvons supposer
Que ces modifications de comnosition peuvent êtr... lipp<;: ~ I'ètat fortement ~~."",,,.;<:p. ries
clmopyroxènes.
Des werhlites aux microgabbrœ, les différents élèments chimiques entrant dans la
composition des clinopyroxénes ne présentent pas de tendances bien définies ; les seules plus

---

~-143-
u
,
1
1
1 ... 1Op.
55
. . . :
"
Al
1
1
•
1
" 1 ~.. CD_
1
.:.. ...
..'
..../
"
Figure 3.8.2
Diagrammes de corrélation Al203 Si02 de Lebas (1962) des clinopyraxênes du
complexe pliuonlque lité de Sandikounda , Ale.= Domatne.~s roches ~callnes .. n.alc.
= Domaine des roches non alcalines. Cpx, OpI = Position des Clinopyroxènes el
Orthopyroxënes du complexe étudié.
Wo
'0
c..
0,.
'0
1
Ena
Fa
"
Figure 3.8.3
Diagramme WO (Ca) - Ens( Mg)- Fs ( Fe-v Mn) des cttnopyroxenes du complexe
plutonique lité de Sandikounda: en comparaison les droites d'évolution des Cpx des
basaùes alcalins du Site 169 DSDP du Leg 17 ( Myers el al, 1975), s = ligne
d'évolution dans le Skaergaard (Brown, 1957), SL = Droite d'évolution du complexe
lité de Sandikounaa - Laminia : Cpx Op:c = position des clinopyroxènes du complexe
li'é de Sandikounda - Laminla

---

-144-
ou moins nettes se situent au niveau de la substitution Si --- AtlVpar laquelle, AllY entrant dans
le site Z semble augmenter dans les termes microgabbroïques de composition proche des
liquides.
Dans le diagramme de Lebas (J962) (fig.3B.2), les chnopyroxènes de la série se
situent dans le domaine non alcalin. Leur èvolution est intermédiaire entre les lîgnes d'évolution
des chnopyroxénes du Slcaergaard (Brown. 1957) et celles observées dans des basaltes alcalins
du site 169.DSOP Legl7 étudié par Myers el 01(1975)( fig.3E.3).
En se refèrant à l'aire définie par Garcia (1979) pour les pyroxènes des roches
calce-alcalines, ceux cristallisant dans le complexe plutonique lité sont compatibles avec des
roches calce-alcalines. Toutefois. certaines compositions des cltnopyroxénes des termes
ultramafiques werhlitiques, indiquent un Jêger enrichissement en fer, typique d'une tendance
tholéiitique.

---

-145-
Les diagrammes de Leterrier et aJ.(l982) (fig.3B.4) mettent aussi en èvidence cene
particularité; alors que les rapports (Ti+Cr)/Ca indiquent une origine orogênique (Floyd er
Winchester,1978).Dans les diagrammes Ti-Cr et (Ti+Cr)-(Ca+Na) (fig.3B.5), les cllnopyro-
xènes ont des compositions qui se situent narmi celles C3I3etéri<:1"Ô~n"'''' ripe: basaltes tholéiitl-:,,~~
et des basaltes orogêniques (Mollard,1983). Les teneurs faibles en Tiü2 « 0,5%) des
cdnopyroxénes les distingueraient des cllnopyroxênes caractèristiques des basaltes alcalins et de
ceux des basaltes de plancher océanique, pour les rapprocher des clinopyroxénes typiques des
arcs insulaires (fig.3B.6) (Mullen,1985) .
Dans le système Tiü2-MnO- Nalü les clinopyroxénes du Complexe plutonique lité
de Sandikounda se répartissent dans le champ des basaltes d'arc (fig.3B.7)
T;
\\ Alcalin
0,'"
Subalcalin
,--,
,
T
,,
,,,
0,0: [
•
0,'
0,'
',0
Co + NO
TI
&
00'
... &
0,01
.. f}.Il. ..
&
°
AI,
o
00'
o.
0,'
,
,
Ti +Cr
0,0 4
&
.&
&
O,O:!
.J!.....
&
•
0,'
0'
',0
c.
Figure 3.8.4
Diagrammes Ti- (Ca+Na), n- ALt. T': Ca de Lerer.ri.er et al.( 1982) pour Les
clinopyroxënes du complexe lité de Sandikounda - Laminia

---

\\
-146-
TI J
0,08
A
..
0,02
2
..
3
..
c
c
0,01
O,Ol
c -------
c,
,
c,
n+Cr
B
0,0 6
2
c
c.e
r, c
Co +No
Figure 3B 5
a) Diagramme TUCr , en courbes d'isodensùë de points de Molard et al. (1983)
b) Diagramme (Ti+Cr)I(Ca + Na) de Molard et 0/.,(1982) avec séparation des
principaux domaines de composition ee aires de dispersion des différents types de
basaltes.
1= Domaine de composition des basaltes alcalins.
2= Domaine de composition des tholelites océaniques et des ZOnes de distension; le
conlolU fermé en traù ftn indiquant leur aire de dispersion.
3= Domaine de composition des basa/ces orogéniques; contour fermé en traie fin
interrompu matérialisant leur aire de dispersion.Mêmes légendes Que sur les figures 1 et 2.

---

\\ \\
u
l
-147-
5:2' ] \\
"
•
OFB
'0
..
0'
,
','
•
MnO
-,
WPAB
<,
lAT
<,
<,
<,
0,5
1,5
TiC2
Figure 3.8.6
Diagrammes Si02- Ti02 (a);
MnO-Ti02 (%)
(b) pour les clinopyroxënes du
complexe lité de Sarulikounda - Laminia : Dans ces diagrammes, les cunopyroxënes
occupent uneposition intermédiaireentre les basaltes de planchers océaniques (OFB)
et ceux d'arc insulaire AlT. Les aires sont définies par Mu1/en ( 1985)

---

Ti 02
50
Arc
VA
;--------lWPL
WPT
Mn~O---~----";---------~N0
50
02
Figure 3B.?
Diagramme de discrimination 1i02 - MnO- Na20 basé sur la composition des
clinopyroxènes de Mullen ( 1985) pour les termes de l'ensemble plutonique liré de
Sanatcounda.
VA= Volcanisme d'arc, OFB =Basalte de plancher océanique, Alc= roches alcalines,
WPL=Laves imra-ptaquesTholëiites d'environnement tmra-ptaque; WPAB= Basaltes
alcalins de conrexle intra-plaque,
3. Les amphiboles
3.1. Généralités
Un des traits caractéristiques du Complexe Plutonique Lité se situe au niveau de la
crlstallochimie des amphiboles, dans les différentes partie du complexe. Les amphiboles
apparaissent dans toute la séquence et présentent des caractères crisrallochimiques différents de
la base vers le sommet de la séquence. Dans les termes précoces, les amphiboles de teinte
brune apparaissent essentiellement en remplacement du clinopyrcxéne ou en cristallisation
tardimagmatique.Dans les termes gabbrcdioritiques et dans ceux de l'ensemble pèriphèrique, les
amphiboles de teinte verte à vert foncé cristallisent au liquidus et deviennent une des phases
principales avec le plagioclase.
3.2. Compositions chimiques el
subsuteucns
Une centaine d'analyses chimiques d'amphiboles représentatives des différents
l".I1111.~ ;~: -":-~:-'UqUt:'t Ju l.U.lht':~:~" :;-l"+"'--ique lilé, Ul.Il ~•.:: .~~ : ..-v-" à la IJl.i\\..lU:loUll"':", :.:: :"'_.
les conditions d'analyses données d'usage. Les analyses chimiques el formules structurales les
plus significatives sont données en annexe Ill.

---

-149-
Dans la classification de une (1978), les amphiboles présentent des compositions
variables des termes précoces a.ux termes les plus évolués (Fig.38.8).
Dans les werhlires plagifêres, les amphiboles sont des ho-oblendes magnésiennes ;.; ".,r1_~ '.'
bastlngsrnque, tandis que dans les clinopyrcxénites, apparaissent des amphiboles de type
kaersutlte associées à des trémolites, des pargasites et de îhastingsite. Dans les faciès les plus
évolués, les amphiboles SOnt des hornblendes magnésiennes.
(H ...-K)
"'< 05' Ti<OS
'.0 0
- - -----li - - --.
f--------!~--
Mg tlb
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T.
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0
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(N.+K) .... >Or~'Ti<
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O!O
'"
~"
"
0,"
" "
F.~""
0
'.0
st
Figure 3.B.8
Répartilion des amphiboles les plus caractéristiques du complexe plutonique lité de
Sandikounda. dans le diagramme de classification de t-eake (/978).

---

-150-
Dans Je diagramme de substitution AlIV - (Na+K)A • les amphiboles sont réparties
suivam une aire comprise entre les hornblendes tschermakitiques, les pargasites et les
trémolites(fig3:b.9). Ces amphiboles sont situées essentiellement en dessous de la limite de
substitution tscberma.kitique (DHZ) fixée par Deer et al.(l963). Dans ce diagramme, nous
constatons que les amphiboles des faciès ultramafiques-mafiques se caractérisent par des
teneurs en AllY pom des valeurs de Na+K supérieures à celles observées dam: les amphiboles
du complexe unphibolito-gneiss. De telles valeurs peuvent refléter aussi bien des amphiboles
magmatiques que métamJrphiques.
Al IV
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Z,O
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TI
0.'
'.0
No+I<{A)
Figure 3B.9
Diagramme Al- Na+K(A):
Etude comparative de révolution. cristaltochimique des amphiboles des complues de
Mako el de Sandikounda- Son/ara: Ed »Edénitc ..Pa ;;;;; Pargasiie: Hb = Iwrnblende; Ts
= Tschemzakice; TT =Trémolîte. DHZ (1963) =limite de subsrirurion tscbermakùique
adaptée d'après Deeret 41. (1963). LA diagonale Tr-Hb-Pa. représente 'le trend de
~~...titutian Vu'6~iu'</ue.
.

---

-151-
Dans la figure3 8.10 nous avons reporté les aires de répartition des amphiboles
magmatiques et métamorphiques défmies par Liou et a1.(1974). Nous constatons que les
amphiboles des termes précocesdu Complexe lité se répartissent suivant une aire couvrant celle
des arno' '''~'''''' du complexe graJ1,..,l:,.,rit'nllf" de Laminia -K" .,."" rrPLK) et se disti"'6~'''"!
par contre des amphiboles du complexe métamorphique amphibolito-gneissique . Nous
noterons cependant • la présence de hornblendes actinolitiques ou d'actinotes dans les
assemblages métamorphiques; ceci indique les traces de la phase de rérromcrphose générale
affectant le complexe lité.
AIIV
.:-~
". ,
,
,
•
l
,
•
O,!
0;4
.,'
'.0
NO+I(
Figure 3.8.10
Diagrammes A/- Na+K(A):
Répartition des amphiboles dans le diagramme Al (Na+K)A de Liou et al.(l974).
Hb.CPLK= Hornblende du complexe plutonique de Laminia -Kaourou: 95 = % des
points des amphiboles du complexe lité sont situés en domaine magmatique
Les kaersutites cristallisant tardivement dans les termes précoces du complexe sous
forme de mégacristaux se caractérisent par des teneurs élevées en Tiü2 (4.71-5.77 %) et Al2ü3
en moyenne de Il,50 %. Ce type d'amphibole cristallise surtout dans des séries alcalines;
cependant et a des teneurs en Al2ü3 plus élevées pouvant atteindre plus de 16 % (Neumann et
.1.(1985).

---

4. Les plagioclases
Les plagioclases apparaissent dans tous les termes du complexe et toujours de
cristallisation précoce. Les teneurs en anonhite varient des tennes cumulatifs de base aux
termes les plus évolués de l'ensemble supérieur; cependant ces teneurs en anonhite ne sont
jamais élevées et se limitent à celles de labrador (AnSG-70) même dans les plagioclases des
termes les plus maliques.
s. Les biomes
Elles cristallisent dans certains termes de l'ensemble de base ( werhlites • gabbros) et
dans les termes de l'ensemble périphérique. dans les termes ultramafiques.des biotites peuvent
cristalliser en lamelles subautomorphes ou résulter de réaction impliquant l'crthopyroxéne.
Dans les termes de l'ensemble périphérique, elles cristallisent au liquidus et SOnt très souvent
fortement ch1oririsées.
Dans Je diagramme Fe-AI-Mg ( fig.3B llA, les biotites ont des teneurs relativement
élevées en Al et leur composition est intermédiaire entre les pôles Eastonire et
sidérophyllite.Dans cette composition des biotites existe une corrélation négative entre Mg et Fe
(Fig.3B.IIB).
\\
A'
MO
\\
. \\
,.0
\\ .
\\
\\
. l l
•
\\
A
•
. \\
B
•
\\
'\\
\\
"0
\\
An
Phi
.~•• •
F.
" 0
MO
Figure 3B.IIA
Diagramme Fe- f.{- Mg pour les bioütes du complexe plutonique tué de Sand. Olinda:
les compositions sont intermédiaires entre les pôles Annite (An) et ph/ogopire Phi).
Figure 3B.lIB
Corrélations Mg (% mo/aire) Fe (% mo/aire) pour les biotites pour les ternes de
relLju,~',' _ "",-".u.Jue Litt: Je S.:;,..~:·:
' ......

---

-153-
6. L'Oethepjroxëne
L'orthcpyroxéne apparaît essentiellement dans les termes gabbrcïques
et en
pourcentage pouvant atteindre 10 %. Dans les termes werhlitiques • l'onhopyroxéne présente
un habitus réactionnel entre les anciens minéraux d'olivine et le liquide résiduel. Dans de tels
naouus • rorthopyroxcn; d UIIC composnion :":';.} .I-_, .. ;";'.':uc.
III. CONCLUSION
Des termes précoces vers les plus évolués, les variations pétrographiques et texturales se
font corrélativement avec celles des séquences minéralogiques et des charges minérales. Ainsi
dans les termes les plus précoces du complexe, le fractionnement esr de type werhlirique,
dominé par la cristallisation au liquidus de l'olivine et du clinopyroxéne. l'amphibole est
généralement tardimagmatique ou secondaire. L'apparition d'orthopyrcxéne dam les séquences
indique l'affinité calce-alcaline de la série; contrairement aux observations plus mitigées faites
avec le chimismes des reliques de cllnopyroxéne

---

-\\54-
CHAPITRE 3
GEOCHIMIE ET PETROGENESE DES ROCHES
DU COMPLEXE PLUTONIQUE LITE
.r, ~ftKALfERES GEu~ruMIQUES
1. Les éléments majeurs
Les analyses représentatives des différentes roches du complexe plutonique lité
som représentées sur les tableaux 3B.2. Les teneurs en Sia2 varient largement de
38,71 % à 75 % des termes précoces (péridotites} aux termes les plus évolués
(trondhjémites). Elles s'accompagnent d'une chute des teneurs en MgO de 32,07 % à
0,55 % pour des variations des valeurs de "mg" presque de 0,7 à 0,3. Les composi-
tians normatives varient de celles des thcléiites à otivine dans les termes de l'ensemble
inférieur ultramafique - mafiques et dans les gabbros appinitiques de la série, aux tho-
léiites à quartz typiques. Ces variations chimiques relevées ci- dessus, indiquent une
association de termes primitifs peu évolués et de termes représentants les différenciats
acides.
Dans les diagrammes de corrélations de MgO, Cao, Fe203 et A1203 en fonc-
tion de Si02 (fig.3B.l2 ), nous observons le plus souvent de bonnes corrélations
depuis les termes précoces jusqu'aux différenciats plus acides.
.
Dans l'ensemble MgO présente une bonne corrélation avec Si02. Dans la
partie précoce du complexe à cristallisation de pyroxène et d'olivine, les teneurs en
MgO varient largement et régulièrement de 32 % dans ta péridotite (87M), prélevée
dans le village de Mako, à 9 % dans les microgabbros, avec une teneur moyenne de
18 % dans les werhhtes et clinopyroxénites.
Dans les termes gabbro-dioritiques de la série litée et ceux de l'ensemble péri-
phérique, les teneurs en MgO passent de 7,50 % dans les gabbros à 0,48 dans les
termes trondhjémitiques.
Les teneurs en Fe203
présentent
dans l'ensemble
le même profils
d'évolution que MgO, mais varient moins largement d'un ensemble à l'autre.
Les teneurs en Cao et Al203, varient inversement au cours de la différencia-
tion: Cao présente le même type de corrélation que MgO et diminuent progressivement
avec l'augmentation de Sim, tandis que les teneurs en A1203, faibles dans les termes
ultramafiques r( (3 à 7%) augmentent fortement dans les liquides (de 15 à 20%). Les
rapports caO/A1203 varient aussi des termes précoces (ÇaO/AI203 >1,2), aux termes
différenciés de l'ensemble périphérique (O,8<CaO/AI2ü3>O.3). La variation du rapport
CaO/Al203 reflète parfaitement les différents types de fractionnement: werhlitique
dans l'ensemble litéet gabbroïque dans les termes de l'ensemble périphérique.
Les termes précoces ont des teneurs en alcalins très faibles « 5%) et se ca-
ractérisent par Leur très grande pauvreté en K20. Dans les termes plus évolués ces élé-
ments augmentent eorrélativement à l'augmentation en SI02 mais som toujours < 5%
correspondant à ta limite inférieure en alcalins dans les roches calcalines.
Les différentes corrélations, avec l'indice de différenciation, indiquent des
profils d'évolutifs assez caractéristiques, des lignées calco-alcalines décrites dans la lit-
térature. La série calce-alcaline se caractérise par des valeurs du rapport Na20/K.20
toujours supérieures à 1,4: ceci indique pour le complexe plutonique une affinité calco-
alcaline trondhjémitique.

---

Série lltèe
Ensemble périphérique
Gabbros appinitiques Diorites oorohvr lu. Diorite
Diorites de Tonxotou
Diorites de Guésséoovè
Djacherée Tonalile Trondniémites
109A
10911
109
uoc
IIOA
114211 11674
lion
867S
l\\5241 1l(,122
249Tl
R.';249 249hl~ 1/$210 8521l1l 86107 S697
86112
85 .146
1090
Sl02
54,85
52,84
53,11
55,67
55,39
64,54
52,09
54,74
55,15
56,91
48,96
50,26
50.43
50,48
52,9
54 ,22
54.57
55 ,86
65.45
62,43
72,211
Tl02
0,59
0,58
0,99
0.51
0,54
0,59
0,71
0.62
066
1.04
077
075
083
0,91
062
086
0,76
074
D,53
067
026
AU03
915
15,63
17.56
13,75
1377
1563
1425
13.83
14,01
16,12
13,94
20,07
17,38
17,73
13,68
1578
14,49
15,74
15,19
16,27
14,42
Fe203t
9,4}
8,85
9,82
7,54
7,89
5,45
9.15
8,89
8.21
8 ,1
10.82
8,98
9,87
9,87
10.s 1
8.38
8,94
8,09
4,47
5,91
2,65
MnO
0,17
0,17
0;13
0,15
0,15
0,08
0,18
0,16
0,15
0.17
0,2
0,17
0,17
0.21
0,21
0,17
0,18
0,16
0,07
0.11
0,04
Ml!:O
1069
6,86
3,23
7,56
7 ,68
1.86
8,26
7,52
7,39
3.96
8,74
4,16
5,35
5.21
684
5.64
7,15
5,13
) ,92
2,57
0.48
CaO
9,94
9,09
7,57
8,22 -
8,4
5,74
8,74
7,62
8,11
6.4
10,06
9,55
9,51
9,24
8,68
8.16
8,04
6,39
4,28
4,57
394
Na20
2,21
3 14
3,97
3,01
2,98
4,26
3.11
3,37
3,32
3,48
2.27
4,01
331
3,31
2,59
3,49
2,89
3,86
4,51
3,93
45
,
.......
K20
0,64
0,87
1,21
1,01
0,99
0.71
0,71
1.18
1.18
0.84
0,87
0,35
0,68
0.76
1,46
0,94
0,97
1,67
1,71
1,17
0,45
U1
P20S
U1
0,15
,
0.13
033
0,09
0,08
0.18
0,23
0,19
0,2\\
0.25
0,[6
0.24
0,38
0,34
0,12
0.22
0,13
0,25
0,17
0,15
0.03
H20
1,36
1,52
1.95
2,02
2,01
0,85
2,01
2,02
148
1,02
2,87
1,21
2,01
1,78
1,86
1,73
J.72
1,85
l,51
1,81
0.78
TOTAL 99,76
99 ,68
99.87
99,53
99,88
99,86
99.14
99,72
99.87
99,85
99,64
99,75
99,69
99,84
99,47
99.59
99,84
99 ,57
9981
99.81
99.83
Zr
80
81
67
85
99
262
89
92
130
173
40
25
68
25
62
92
70
104
175
168
164
Sr
179
309
582
372
369
346
504
473
475
538
498
644
SIS
644
427
586
470
500
520
375
641
Rb
22
29
43
24
24
13
[3
30
28
50
24
<5
28
45
60
26
31
54
38
\\8
<5
NI
355
125
25
204
207
29
164
160
125
105
[37
90
144
90
71
125
193
140
37
51
14
Cr
371
221
<10
304
313
38
450
439
385
104
405
28
91
28
227
195
354
204
31
J4
10
Y
19
19
20
21
19
20
19
12
15
12
15
19
14
20
23
21
21
25
22
17
Nb
7
7
20
8
6
6
4
4
6
4
4
6
5
6
6
6
6
7
4
7
V
171
180
212
23
[27
132
264
243
190
192
162
200
!7[
174
88
TIlb/t'1wJ8.2
M.'l/,r:s('s chil1u'qIlesrr'pœ'sr:'n/llfives dc'stermesducomp!c'xc'p/lJfoniqUèkfcldl:'SfllldikoundJ!

---

-156-
40...,
30
, MgO
1
i,
1
,
A~'Û3
•
1
1
Mi
1
,
20i
0
~
,
,
;:;
1
20~
•
o 00
•
1
Oc; iib
,
• •
0
,
•
••
•,
."....
10 J
•
• • ••
J
,.~ •
IO 1
•
!;l ··0
1
0 ' "
1
••
1
e
0
G
-
c
•
•
,
1
o 4
o j
30
40
50
60
30
40
50
60
Si02
Si02
16 l
30
;
1
CaO
•
14 i
•
F
i
•
•
12 ~
•
1 e203
,
...."
j
20
1
• •
•
10
• ~ "a 00
Bi
•
'3'
i
•
."":-..
6 J
00
10 j
~-
".ou
,
,
~
•
.
0
< "
J
,
1
1
•
2~
1
o ,
~
30
<0
50
60
3D
<0
1 Si02
50
60
Si02
F{1[Uœ .18.1:!
f)iRp7lD101f'Sde~/JllionAWo. DIO, A1JO.J. Fe:!O.JeofaoC/jO/1 deStOJ d1lJ1s1ecomplexex
pju'OJ1I~Ueliféde SlI/ldikoundl."loSM,fenoir= U/Vlll1lJUiœ-mll/ile,' Catn!+PoÙ/t=serù:
superjeure(eomplert"1itê)

---

-157-
Celte affinité calce- alcaline se confirme nettement par la position des pointés
représentatifs des termes du complexe, dans les diagrammes AfM (fig.3B.13). A12ü3-
Fe203t-MgO(flg.3B.14). Dans ces diagrammes nous constatons les comportement dif-
férents entre les termes ultrarnafiques et mafiques et les plus évolués. L'ensemble des
termes précoces sont décalés vers le coté Fe2ü3 - MgO et s'alignent suivant la droite
d'évolution des cumulats calco-alcalins (cca). Les termes plus évolués, s'ordonnent le
long et de part et d'autre de la courbe de différenciation calco-alcaline Ca, de la même
façon que les pyroclastites cake-alcalines de Mako et dérivent vers le pôle Al203. Ces
termes évolués semblent donc pouvoir être considérés comme les représentants liquides
calco- alcalins des termes cumulatifs précoces. Cependant leur teneurs relativement
élevées en Al103 indiquent leur caractère légèrement cumulatifs en plagioclases.
F
FiJloœJB./J
Ditf!romdJe A F M
des tamcs du
Comple.re
Plutonique
Lift'
de
SuAdikounda; limût' dt"S&p..tnJfiont"nfœ
sm6- Oi/co-madiot."S (0) et série
fho1"'iiique(fh)d;'pœs 1rf.Joe( 1973).
T
~ sent"~1.Jpmeure
50
seaeuffTUlllalïque·m.1fi'lut'
Ca
b
b
t>
Dt>
b
50
.
,
AI2°;)
Figuœ.JB.14
/(t'pUUfÙJO de 11/ compassooa des
ormes du
complt' .ft! plutonique
Liœduas le di4l!r.mlme mÎl.l1i!Vlwœ
.4L:!OJ- Fe20Y/MgO de Brnvo ,.,.
Ft..'Oœillt."S
(1974j
Les
t..'OurfJ~·
dëlvlufion des fiquidt!S f/Joltiûiqut!s
50
{(hl t:'f auco-sksdias (Cil) $OOf orees de
Besson t:'f Fonreilft!S(J974)t!f ceUes des
comokus t..Wco-JJ.1CIJ1iIb· le
CIl)
t'i
eumul3fS1/Jolt"iùiques(Ct/J) soar doprrs
Bt:':J,7i{)n t:'f ÛlpùlJnf(l976) lè'gtr<>meof
modifiet'5.
'"
F.O
50
"

---

-_ --------
...
....
-
-158·
2. Les éléments
en Traces
z.Lt.es éléments de transitions
Cr, Ni,V
Les figures 3B 15 donnent les les profils de distribution cif"s éléments cil'" tr<l"'1._
sinon en fonction uv J. c.t.ùj/MgO. Le rapport reL.U3/MgO constitue au même titre que
"mg" un bon indice de différenciation. il varie inversement par rapport à "mg" et aug-
menter avec la différenciation.
Les termes précoces ulrramafiques-mafiques du complexe se caractérisent par
de fones teneurs en éléments de transition, en particulier en Cr et nickel, dont les te-
neurs peuvent atteindre respectivement: 1368 ppm et 616 ppm).Ces différents éléments
diminuent régulièrement des werhlites aux microgabbros. Dans les termes plus évolués.
ils décroissent fortement sauf dans les gabbros appinitiques qui ont encore des teneurs
assez élevées en ces éléments.
2.2. Les éléments lithophiles (Zr, Y, Nb, Rb, Sr, Ba )
Les termes précoces du complexe sont pauvres en éléments Iithophiles, avec
des valeurs moyennes: Zr ~ 50 ppm. Y=15. Nb = 6, Rb=23.Sr= 100; Ba=160. Dans
les tenues les plus évolués du complexe plutonique lité à valeur de liquides, ces élé-
ments sont en plus fone teneur, sauf pour le Nb qui demeure plus ou moins constant
dans les deux ensembles. Le Sr à teneur faible dans les werhlites et clinopyrcxé-
nires.er moyenne dans les tenues gabbroïqucs, augmente'
fortement dans les faciès
diorinques et rrondhjémitiques de l'ensemble périphérique. Ceci traduit dans les termes
liquides une différenciation en présence de pjagiccîase cumufànf -
Dans les deux ensembles, les différents éléments ne présentent pas de bennes
corrélations au cours de la différenciation; nous notons des fluctuations, en particulier
au niveau du Rb du Sr et du Ba, qui pourraient être attribuées ades phénomènes de
contamination par les granites. situés à proximité.
100
111'"
(a)
esce
....m.
la
1~~~~·"
, ~
8"0
."'"
81111
87111
Nb
La
Ce
Sr
Nd
P
Sm
Zr
Ti
Oy
,
ee
Rb
Tf1
K
'b
.
figure 3B.16a
Diagrammes multi-élémesus des termes du Complexe plutonique lité
Série ultramafique -mdtque

---

-159-
,n
100
10
60
Rb
Th
• Nb Lo Ce Sr Nd p Sm Zr Ti Dy y Yb
Figure 3.B.16b
Diagrammes mu/~i-élémen~s des termes du Complexe plutonique lité
" Série supérieure
Dans les diagrammes multi-éléments (Fig.3.B.16) les deux ensembles se ca-
ractérisent par des anomalies négatives en Th, Nb et Ti. Ces anomalies indiquent une
composante plus crustale que par rapport aux roches tholéiitiques, et s'accorde bien
avec un environnement d'arrière arc. Les deux ensembles se distinguent par une ano-
malie en Sr fonemcnt négative dans les termes de la série ultramafique-mafique
2.3.
Les Terres Rares
La distribution des Terres Rares dans les termes pétrographiques les plus
caractéristiques du complexe est donnée au tableau 3.B.3. el sur la figure 3.B.l?
Nous constatons sur la figure 3.B.I?
et à la lecture
des valeurs des rapports
(La/Yb)N, (La/Sm)N et (Gd/Lu)N, que les spectres de fractionnement des Terres
Rares dans la série som assez réguliers entre 15 et 20 X les chondrites dans les termes
de la série ultra - mafique mafique et encre 40 et 150 X les chondrites dans l'ensemble
des termes évolués.
Les termes de la série ultramafique - mafique représentant les cumulats de base
de la série présentent au niveau du fractionnement des Terres Rares les caractéristiques
suivantes:
-un enrichissement moyen en LREE par rapport aux HREE (2,58 <La/Yb)
N>3,65) ;

---

Complexe plutonique de Sandikounda
Chondritcs
Sèrl e ultrarnurtcue -rnaü ue
Sê r le su p érleu re
Cl
8642
8650
8625
8623
8664
8666 K609 177 À
S7MI
8697
H675
1127
112
112
106
8616 109 i\\ 110/\\
110
1103 D14'2 114'21J
La
0,2446
1.5 94
634
743
1627
4 14
1249
7 16
9,67
192
20,98
20,.53
1824
11 67 27,49
15,19
7 13
11,79
J4.96
1
12.
9,94
25,64
5.14
"
Ce
0,6379
4103
2456
2367
4238
1973
8363
20,37
3611
832
52,09
5235
4256
31 21 63,09
37,28
28,44
33,13
43,52
34 : 1
20,21 4945
1693
Nd
0,4738
22.28
1449
1303
2173
703
1747
9,03
18,69
2,06
24,04
22,33
2167
13,78 25,51
18,44
17,33
15,99
21,49
133 ,
653
2247
019
Sm
0,154
613
4 18
395
601
292
485
290
572
1.41
5 QI
5,77
471
402
5.4u
4,'12
5.'17
4,55
5.3"1
J..:il
J,4j
S,II
2,51
Eu
0,05802
1,91
1,12
J.l7
188
1,47
l,56
086
2,14
058
205
2,11
1,27
l,58
1,61
1,31
1,49
1,47
1.58
1.08
0,68
1,48
l,OS
Gd
0 ,2043
546
3,41
3,51
544
3,33
3,97
2,92
5 18
1,01
4,71
4,74
576
335
398
3,44
476
402
4,31
2,81
1,26
3,82
234
Dy
0,1541
5,04
2,99
179
491
358
3,81
2,34
453
on
363
361
3,96
278
2,81
2,95
3.92
3,42
3,41
2.19
079
311
224
Er
0,166
282
156
1 48
2,74
228
2,02
1.41
2,42
0,46
2,04
2,06
2 14
1,54
1,69
1,61
2,12
1,92
1,85
1,19
0,45
1,71
1 31
Yb
0,1651
309
l,52
1,49
301
2 ,61
2,11
1,41
252
042
2,11
2,23
1,87
1,64
1,89
178
2,12
1.94
2,05
1,24
0,47
2,02
1,46
1
Lu
0,Q28
047
0,24
021
053
047
031
0,21
041
008
031
0,34
0,31
027
0.31
024
031
0,33
0,39
0,21
0,11
0,37
021
......
S,
(La/Yh)
348
281
3,38
3,65
1 06
3,99
3.44
258
3,12
6,7
6,21
6,6
4,81
9,86
.5 75
2,27
4,08
4,93
7,O(
14,5
8.59
2,38
2,23
2,23
243
1,82
3 16
2,16
0,89
1,63
1,75
2.32
4,31
3 15
1,28
1 (La/Sm)N
1,63
0,95
1 18
1 7
0,88
1,62
152
106
0,83
(Gd/Lu)N
1 58
194
2,29
1,4
0,97
1 74
1,9
l.74
16&
208
192
2,54
1,7
1,75
1,95
2,09
1,67
1.51
1.84
1.58
1,41
1.53
Tableau 3.8.3
Distribution des Terres Rares dans les termes du Complexe plutonique lité de
Sandikounda.

---

- une pente moyenne de fractionnement
assez redressée ( (La/Sm)N.= 2);
une pente de fractionnemem assez régulier des Terres Rares moyennes aux Terres
Rares lourdes avec des valeurs (Gd/Lu)N entre 0.97 et 2;29.
- l'absence d'anomalies en Europium.
100
en
UJ
!::
cr:
o
zoI~W--'~10enuiIscr:
LaCe
Nd
SmEuGd
Dv
Er
YbLu
Figure lB.1?
Spectres des Terres Rares des termes du Complexe plutonique /iIé de Sandikounda
Les termes les plus évolués som plus fractionnés en Terres Rares el plus enri-
chis en LREE par rapport aux HREE que ceux de la série ultramafique - mafique. Les
valeurs des rapports (LaIYb)N assez moyennes dans la série de la base, som assez
élevées dans les termesde la série supérieure (entre 4 et 14) pour des rapports Gd/Lu)N
très proches (de lAI à 2,09)

---

-162-
3. Les isotopes
Des échantillons représentatifs des termes du complexe plutonique lité ont fait
l'objet d'analyses isotopiques suivant les méthodes Rb/Sr, Sm /Nd el Plomb.
Les caractères isotopiques suivantes ont étés obtenues par les différentes méthodes:
5m/Nd~143Ndl44Nd~0,51022,ENd~3.0
PblPb: MU~ 7.68479; 206Pb/204Pb primaire ~ 13,96342, 207Pb/204Pb~ 14,7888
Rb/5r= 875r/865r initiale 0, 70129±O,OOOO8
Ces différentes données indiquent une origine manretlique et un matériel très
peu contaminé.

---

-163-
II. PETROGENESE
1. Caractérisation des magmas
Les profils évolutifs des différents éléments majeurs et en traces indiquent des
variations continues qui semblent indiquer une liaison génétique entre les termes priID:Ï-
tifs (série ultramafique-mafique ) el. le~ lenn~s les plus évolués ~~ complexe (série
supérieure). les termes à. valeurs de hq uides, d après ces profils. dériveraient par ens-
tallisation fractionnée des termes de la série de base.
Les Terres Rares dans les termes du Complexe Plutonique Lité présentent un
large spectre de fractionnement. Les rapports (LaN IYbN) varient de 3 à. 14 des termes
les plus précoces (série ultramafique-mafique) aux termes les plus évolués de la série.
L'association spatiale entre les termes de la série ultrarnafique-mafique et les rnétavol-
canites de Mako et les caractères géochirniques, le caractère évolué des liquides consti-
tuant le complexe de Mako nous avez permis dans l'étude de la pétrogenèse de Mako,
.• deconsidérer lapartie ultramafique mafique de la série litée comme pouvant représenter
la partie cumulative des liquides de Mako. Les rapportS LaN{YbN) des termes-de
l'ensemble ultramafique-mafique som identiques à ceux de Mako pour la même varia-
tion de YbN (fig.3B). Ces faits suggèrent l'existence de relations génétiques entre ces
deux ensembles. La partie précoce du complexe plutonique lité proviendrait de la cris-
tallisation in "sim" du magma primitif de la série de Mako suivant un fractionnement
Werhlitiqu~I-CpX±Spinelles) dans des chambres magmatiques secondaires.
30
La/Yb
25
•
c
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C
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- ' - ' - ' - '-._Â- .
-
.
o
1
2
3
4
Figure JBA8
Diagramme de .cc!rrélacio!!, LaNIYbN- YbN de différents complexes magmatiques du
secteuT de Laminia - Sandikounda: - série uùramafique- !1l1Jjique, C série supérieure
du complexe plutonique lité. g complexe omphibolo-gneissique• • Complexe de Mako
(lholéiite)• .. complexe de Mako (caJco-a1calin).
_

---

-164-
En ce qui concerne les termes les plus différenciés du complexe donc nous
avons montré qu'ils avaient la signification de liquides résiduels. ils ne peuvent ni déri-
ver les uns des autres par cristallisation fractionnée simple. ni directement du liquide en
équilibre avec les cumulats. En effet nous constatons sur la figure 3B de larges varia-
tions de LaNIYbN qui se conçoivent difficilement par le simple jeu de la cristallisation
fractionnée.
En effet, pour aboutir à de telles valeurs, il faudrait des taux de cristallisation
très élevés difficiles à admettre pour de telles coches; pour nous en convaincre, nous
avons calculé ce taux de cristallisation requis pour aboutir à de telles variations en
partant des werhlites.
Pour cela, appelons Du et DYb les coefficients de partage solide/liquide au
cours du processus de cristallisation. Si l'on admet que celui-ci peut être représenté par
une loi de Rayleigh nous pouvons écrire:
La = Lao (1 - flDLa
(1)
Yb = Ybo (1 - flDYb (2)
où l'indice O, représente la valeur du magma parent et f le taux de cristallisation; on dé-
duit des équations (I) et (2), l'évolution du rapport La/Yb:
(LaIYb) = (LalYblo· (1 - f) (DLa - DYb) (3)
La nature des minéraux qui fractionnent dans les cumulats (Cpx, Olivine,
Plag, Amph) est telle que la valeur des coefficients de partage globaux des Terres Rares
est inférieure à 0.5. Pour que (LaIYb)N passe d'une valeur de 3 à 15, ceci requiert 96
% de cristallisation fractionnée.
'00'
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__.-.-.-z-___
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.
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•K-K
K
K-K-K-K-K-_~
K
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•
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0,0001 .\\--t--t--~-t--t--t--t--t--+-+--t-+--t-.;
, L.. C'e
7b
Figure 3B./~
.
Diagranune des coefficients de partage KDM~. Liq des Terres Rares dans différents
minéraux essentiels et occesssotres d'après Irvine et Frey (1984).

---

-165-
Dans le cas de la formations de liquides enriehis, il est souvent évoqué le rôle
du métasomatisme mantellique ou de l'intervention des phases accessoires (apatite,
phlogopite sphène) ou de certains minéraux tels que l'amphibole (Sun et Hansen, 1975;
-
. ' : Irving et Frey,1984; Hammond, 1986). La figure 3B
donne les
spectres des coefficients des partage KoMin-Li.q des Terres Rares dans différents miné-
raux d'apr~s les données de Irving et Frey (1984). nous constatons sur ce diagramme
les coefficients de panage très élevés des minéraux accessoires et de l'amphibole. Mais
même si nous envisageons le cas improbable où le cumulai est composé uniquement
d'amphibole et Où l'on prendrait DLa - DYb =-I, ceci nécessiterait encore l'enlèvement
de 80 % de cumulat amphibolique. Ces indications montrent claîrement que le proces-
sus de cristallisation fractionnée simple ne peut être à l'origine d'une telle association. Il
faudrait donc admettre que les termes les plus différenciés proviennent nécessairement
d'un processus mixte, où la eristallisation fractionnée, mise en évidence par les obser-
vations pétrographiques et certaines tendances géocbimiques, affecte une série de
magmas hybrides.
La chronologie relative et les Jappons géométriques entre les différents com-
plexes, ont montré une faible dysharmonie thermique entre les divers termes pétrogra-
phiques. Ceci implique comme nous l'avons déjà souligné dans la gécchronologie, une
mise en place plus ou moins contemporaine des différents corps magmatiques et rend
crès probable la possibilité de mélanges magmatiques.
La nature de l' hybridation intervenant dans le cas de la partie évoluée du com-
plexe lité est encore incertaine, mais peut-être imaginée comme résultant soit de mé-
langes de magmas basiques ou intermédiaires (basaltes, andésites), soit d'une inter-
action des magmas dérivés du manteau avec la croûte qu'ils traversent:
Les valeurs des rapports isotopiques: 87S r 186Sr initial (0,70129), MU =
7,788646; 143Ndil44Nd initial = 0,51001. indiquent l'absence de contamination par du
matériel crustal radiogénique. Du fait, de la signature très peu radiogénique des ma-
tériaux traversées de nature essentiellement tholéütique, nous pouvons admettre que la
traversée de la croûte a crès peu modifié la composition des magmas. Il reste donc à re-
tenir l'hypothèse de l'hybridation.
On peut néanmoins se faire une idée plus précise des termes magmatiques ba-
siques dans cette hybridation, en regardant les roches les plus primitives du complexe
lité: werhlites et clinopyroxénites. En effet, en partant de ces roches qui sont des cu-
mulats, nous avons renté d'estimer la composition du magma parent en utilisant des
coefficients de partage appropriés. Pour cela, nous avons choisi la clinopyrcxénite 8650
qui nous paraît particulièrement appropriée car presque monominérale, et nous avons
pris les coefficients de partage KD des Terres Rares entre clinopyroxène el liquide pro-
posés par Irving et Frey (1984). Si nous tenons compte du fait que rout cumulat est
susceptible de renfermer une fraction X de liquide interstitiel retenu, nous pouvons
exprimer la conservation du La dans le cumulat par l'équation suivante:
_La
La
La
e
= X.CJj + (1 - X). C
cum
q
sol
L a.
Soit K
'. le coefficient de partage clinopyroxène-liquide pour le La. On 'obtient:
cpx/liq
.

---

-166-
cLa
_La _
culn
C
-
La
liq
X;. (1 -X) K
.
cpx/hq
Une équation similaire peut-être obtenue pour les autres éléments.Si nous
faisons une estimation de la fraction X de liquide interstitiel comme étant certainement
inférieure à 40 %(comme semble l'indiquer la pétrographie), nous pouvons détenniner
les valeurs probables du rapport (LaN /YbN) du liquide parent de ce cumula! (tabI.3,Bo)
Les valeurs obtenues som de 5 (X=40%). 8 (X==20%) et 28 (X=O) qui indiquent donc
que le liquide en équilibre avec la clinopyroxénite 8650 est enrichi en Terres Rares
Fraction de
Solide dans le cumulat
Tl
sol
K
hq
0
0,6
0,
0,9
La
0,245
25,9 0,05& 446,9
a 25,92 59,61 105,194
170,3
e
0,63&
38,5
0,1 269,5
e
38,5
83,7 137,505 202,64
Nd
0,474
30,6
0,22 97,31
Nd 30,58 57,49 81,J365
102,63
Sm
0,154
27,1
0,45 42,22
m 27,14 40,51 48,4694 53,748
Eu
0,058
19,3
0,4& 28,15
'u
19,3 28,06 33,0543 36,285
Gd
0,204
16,7
0,5 23,37
d 16,69 2j,84 27,8186 30,348
Dy
,
0,254
lI,&
0,6 13,73
Dy II,77 15,48 17,3044 18,386
Er
0,166
9,4
0,61 10,78
Er 9,398 12,27 13,6593
14,4&
Yb
0,165
9,2
0,58 II, Il
Yb 9;207 12,31 13,865
14,&02
Lu
0,028
8,6
0,53 II,32
Lu 8,571 II,94 13,7363 14; 55
La Yb 2,815 4,843 7,5868
Il, 06
Tableau 3.B.~
Profils de valeurs normalisées de Terres Rares dans les compositions de roches
estimées
légères (figure 3B.ttf ressort de cette figure que ce liquide résiduel en équilibre avec le
cumulat est plus enrichi que les liquides thœléiitiques représentant la sériede Mako sauf
pour 8655, qui correspond au terme le plus différencié des theléiites de Mako.Ainsi une
hybridation estnécessaire pour aboutir à un tel liquide.

---

-167-
Si nous retenons l'hypothèse de X= 40 %, donc avec un rapport LaN IYbN
proche de 8. nous constatons (fig.3B'allue cette hybridation pourrait résulter du mé-
lange du magma parent de Mako (LaN IYbN = 1,2) et un magma plus acide (magma
primaire des granitoïdes du complexe de Laminia - Kaourou ou légèrement plus évo-
lué).
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o La Ce
Nd
Sm
Gd
Dy
Er
Yb Lu
Nous retenons donc que le complexe plutonique lité est d'origine
mantellique.
Les termes les plus évolués par contre proviendraient de la
cristallisation de magmas hybrides enrichis issus de la contamination du
magma basique primaire légèrement évolué par des magmas plus enri-
chis, pouvant être ceux donnant le complexe plutonique granodioritique
de Laminia-Sandikounda.
2. Conditions de cristallisation
Les séquences de cristallisation caractéristiques des différentes étapes de la
cristallisation du complexe lité peuvent se résumer ainsi:
(1) Ol-c-Cpx --- Plag, dans les termes ultramafiques - mafiques
(2) Plag--Amph--Oxydes ou Amph-Plag- Oxydes, dans les termes évolués
Dans la séquence (1), des termes précoces ultramafiques-mafiques, peut
cristalliser à un stade tardimagmarique de l'amphibole brune de type Kaersutire. La
cristallisation de ce type d'amphibole dans le système basaltique et son équilibre avec le
clinopyroxène, supposent des conditions de cristallisation à basse pression (Helz,1973;
Neumann et al., 1985) à des températures en dessous de 9500 et à pression partielle
d'eau faible. Cet ordre de cristallisation est compatible avec des pressions d'eau esti-
mées aux environs de 3 kbars (Y oder et Tilley 1962). Elles pourraient augmenter en fin
de cristallisation à des pressions entre 5 et 10 kbars sous une fone fugacité d'oxygène
comme en témoigne le développement des oxydes ferroritanés. Les termes précoces
(cumulats), seraient issus par cristallisation in situ d'un magma basaltique de composi-
tion identique ou proche de celle du magma primitif des tholéiites de Mako, issu de la
fusion partielle du manteau
'

---

-168-.
La séquence (2) se caractérise par la cristallisation massive d'amphibole et la
quasi disparition du c1inopyroxène qui impliquent une variation significative de ta
pression des fluides et en particulier de la PIUO d.ans le milieu de cristallisation. Les
données expérimentales Ont montré que l'amphibole peut cristalliser à des températures
en dessous de 400° sous des conditions de haute pression d'eau, Dans le cas des gab-
bros étudiés, .ces conditions de PH20 som liées probablement aux caractéristiques ini-
tiales des magma probablement plus ou moins anhydres, vu l'absente de minéraux hy-
droxyles parmi les phases cumulus (olivine, pyroxènes et plagioclases). Les conditions
plus saturées en mû se seraient installées progressivement au cours de la cristallisa-
tion, permettant la formation des mégacristaux d'amphibole en fin de cristallisation. Ces
différentes données permettent d'évoquer pour les plutonites ultramafiques mafiques le
modèle d'évolution suivant:
- Dans un premier temps, cristallise, à partir d'un magma anhydre ou très peu
hydraté, un premier cumulat à olivine + cllnopyroxêne :
- Dans un second stade, le plagioclase cristallise fortement avec le clinopy-
roxène et les oxydes ferrotitanés, sous des conditions de plus en plus sursaturées en
eau, compatibles avee le développement des mégacristaux de kaersutite.Dans les gab-
bros, nous avons noté très souvent une anastomose de veinules tapissée de cristaux
d'amphibole; Ce phénomène pourrait être du à. des remontées profondes de fluides
chauds affectant les gabbros encore passablement refroidis; favorisant ainsi, la cristalli-
sation dans les fractures, de cristaux d'amphibole. Cette explication est assez plausible,
vu les fortes empreintes de remobilisations hydrothermales et les textures de recuit ob-
servées par endroits dans Les gabbros.
Les fermes différenciés d valeurs de liquides auraient évolué en système ou-
vert (0' Hara, 1977), et dans des conditions fortement hydratées pour permettre la cris-
tallisation et la stabilité de l'amphibole. cette augmentation de la pression partielle d'eau
a abouti en fin de cristallisation du complexe à des conditions de PH20= Pt.
CONCLUSIONS GENERALES SUR L'ETUDE DU COMPLEXE LITE
Le complex.e plutonique lité de Sandikounda est constitué de deux. ensembles
pétrographiques:
a) un ensemble lité qui se distingue par des structures magmatiques de litage et
de rubannement bien nettes. li comporterait une série inférieure ultramafique - mafique,
formée de werhlites plagifêres, de clinopyroxénites plagitères,de gabbros à amphiboles
et hypersthène, de microgabbros surmontée d'une série gabbro dioritique .
b) un ensemble périphérique diorito - trondhjémitique. Cet ensemble se dis-
tingue du premier, par l'absence de litage et de rubannement assez caractéristiques du
premier ensemble; cependant, la texture cumulative s'y retrouve le plus souvent.
Les textures initiales de ces différentes roches sont en général fortement
affectées de remobilisations secondaires, marquées par le développement d'une impor-
tante paragenèsede basse température (albite ± épidote ± chlorire ± actinote ± quartz
± leucoxène), mais se distinguent nettement des textures métamorphiques des pan-
neaux d'amphibole-gneiss qu'elles contiennent.
Les données géochimiques et isotopiques indiquent une série calce-alcaline à
tendance trondhjémitique. La distribution des Terres Rares dans le complexe, en parti-
culier les corrélations (LaIYb)- Yb, indique une évolution des termes plus évolués à
partir de magmas mixtes issus probablement de la contamination du magma primaire
basique différencié par un magma plus enrichi en LREE. Ce magma contaminant pou-
vait correspondre à ceux du complexe granodioritique de Laminia-Kaourou.

---

---

-170-
- C. COMPLEXE AMPHIBOLITO.GNEISS
CHAPITRE 1
GISEMENT, STRUCTURE
ET PETROGRAPHIE
1. MODE DE GISEMENT ET STRUCTURE
Le complexe amphibologneissique affleure àl'Est de la piste Sandikounda-Sonfara, au
Nord de Tonkotou et SUT la piste Sonfara- Konkotou, à 4 Km â l'Esr de Sonfara.sous forme de
panneaux hectométriques au sein du complexe plutonique lité,
Les formations attribuées à ce complexe ont été décrites jusqu'à très récemment. soit
comme des diorites migmatitiques et intégrées parmi les faciès granitiques du batholite de
Kakadian (Bassor, 1963; wirscbard, 1965), soit comme une des séquences du complexe
plutonique lité (Dia et Rocci, 1986; Dioh, 1986). Il s'agit en fait d'un ensemble d'amphibolites
en structure massive, associées à des faciès gneissiques à composition diorito-trondhjérnitique.
Elles apparaissent en bandes hectométriques continues. allongées dans le sens du litage
magmatique (N.90 à N. 110.65) des roches plutoniques litées. Elles sont inrerstratifiées entre
l'ensemble inférieur ultrarnafique-mafique et t'ensemble moyen du complexe plutonique lité
(Canes h.l. B el C).
L'étude microstructurale de ce secteur n'a pas été faite de façon systématique; il a été
cependant observéceci :
- les différentes formations de ce complexe sont recoupées par un réseau souvent très
dense de filonnets rrondhjémiriques donnant par endroits aux amphibolites une structure
migmatitique; ce matériel quartzofeldspathique constitue des différenciats acides des rennes du
complexe plutonique Lité. Ces filonnets sont affectés d'un ensemble de plis isoclinaux à axe
vertical (photo
. PL. 3. ID);
- une deuxième général ion de filonnets leucocrates issus de matériel anatecrique
recoupent la première génération et sont par endroits en plis ptygrnatiques (photos D, PL.3.II;
photo C.PL.3.IV). Cependant ils ne sont pas touchés par le plissement isoclinal, affectant la
première génération (photo A.PL.3.ID).

---

-171-
Ces observations démontrent que le complexe amphibolo-gneissique a subi une phase
de déformation tectonique postérieure à la mise en place définitive du complexe plutonique lité.
A cet événement tectonique semblent succéder d'autres événements thermotectoniques,
aboutissant à une légère anatexie.
Il. CARACTERES PETROGRAPHIQUES.
Le complexe amphibolito-gneiss est une association de roches amphibolitiques et
gneissiques, dans lesquelles nous distinguons, par leur texture et leur composition
minéralogique les faciès suivants:
1 - des amphibolues massives: à cummingtorute et biotite et à diopside;
2 - des amphibotues migmaiitiques;
3 . des gneiss diorltiques ;
4 . des gneiss tonalito-trondhfémitiques,
Les rapports structuraux entre les différents types pétrographiques ne sont pas très
précis; cependant, les gneiss dioritiques très foliés semblent recouper les ampbibolites
massives.
1. Les amphtbotltes massives
Les amphibolites se présentent en roches noir-verdâtres finement cristallisées. Elles
sont en structure massive, légèrement bréchique à la base (photo B. PL.3I), finement foliée et
parfois litée. Ces amphibolites massives renferment des niveaux métriques à structure rubanée
marquée caractérisée par la présence de lits millimétriques quartzofeldspatbiques, déterminant
un microlitage (photo A. PL.3,I). Le microlitage est par endroits affecté de plissement de style
isoclinal à flanc parallèle. recoupé par les filonnets trondhjémitiques. n est donc antérieur au
plissement et au litage magmatique observé dans le complexe lité.
Les amphibolites massives correspondent probablement à la base de la série. Les
textures initiales som largement transformées et celles héritées sont nématoblastiques à gra-
noblastiques. Elles sont marquées par la recristallisation des ferromagnésiens en petits fuseaux
amphibolitiques formés de hornblende ven-bleuté et d'un assemblage actinote-épidote-chlorite-
Ieucoxène, faisant apparaître une nette linéation. Les feldspaths de type plagioclasique ont
recristallisé généralement en petits cristaux fins. allongés parallèlement aux fuseaux
ferromagnésiens, déterminant ainsi une foliation générale dans la roche.
En dehors de cette composition générale, les amphibolites massives présentent des
variétés corcpositionnelles. caractérisées par J'apparition de minéraux caractéristiques. Ainsi,
dans les amphibolitea nous avons distingué les types pétrographiques suivants:

---

-172-
Lf.Les amphibolites Il cummiugtonite et biotite.
Ce groupe de roches se caractérise par la présence dans les hornblendes vert-bleuté de
reliques de c1inopyroxènediopsidique à clivages à 1200 bien visibles, associés à des opaques
leucoxénisés. Dans ce groupe cristallisent, en dehors des hornblendes vertes.d'autres
amphiboles de teinte incolore appartenant à la série des curnmingtonites. Ce type d'amphibole
apparaît -sous deux habitus:
- en fines lamelles incolores ou en tâches au sein des grosses plages de hornblendes;
- en petites sections subautomorphes frangées d'une couronne d'onhopyroxéne.
La biotite apparaît dans ces roches sous forme de lamelles brun-verdâtre parfois
tordues, associées dans les lits ferromagnésiens aux hornblendes vertes.La biotite est partielle-
ment ou totalement transforméeen chlorite. La grande fréquence des plages de chlorites eu
voisinage des hornblendes suppose un pourcentage non négligeable de biotite dans le protolithe.
Les plagioclases ont recristallisé entièrement sur place. soit en association d'albite en
plages poecilitiques + calcite + épidore, soit partiellement et dans ce cas, ils subsistent eu
coeur, des reliques de plagioclase plus basique (oligcclase-andésine) entouré d'une couronr.e
albitique.
Les minéraux accessoires reis que le spbêne et l'apatite apparaissent fréquemment dans
ces amphibolires en plus de la paragenèse secondaire rétromorphique.
Les ampbibolites à cummingtonite et biotite constituent des niveaux légèrement
brécbiques à texture initiale totalement transformée. Leur puissance réelle est difficile à
déterminer à cause de la qualité des affleurements ~ mais elle pourrait se situer entre 200 et 300
mètres.
t.z.Les amphibolites il diopside.
Dans ce groupe d'amphibolites, la génération de hornblende ven-bleuté est associée à
des cristaux subautomorphes de clinopyroxène verdâtre du type diopside. Les clinopyroxênes
sont impliqués en même temps que les hornblendes vertes. les épidotes, les minéraux opaques,
dans les fuseaux amphibolitiques étirés dans le sens de la foliation. Ils sont sans trace
d'ouralirisation et sont probablement contemporains des hornblendes.
Dans celte variété d'amphibolite, les textures primaires sont très fortement affectées.
Dans les textures héritées subsistent, à coté des phases décrites plus haut, des plages de pla-
gioclase totalement recristallisées. allongées dans le sens de la foliation. et des lamelles éparses
de chlorites probablement recristallisées à partir d'anciennes biotites, et de sphène. Toutefois.
dans certaines panics de la roche, nous avons décelé des plages à texture mieux conservée. ces
dernières se caractérisent par la présence de gros paquets d'amphiboles vertes à brunâtres, entre
des lattes de plagioclase sur lesquelles a recristallisé un assemblage à actinote-épidote-chlorite-

---

-173-
Ieucoxêne-albite et quartz. Dans ces textures reliques. nous reconnaissons des fantômes de
texture ophitique plus ou moins réorganisée en type grano-nématoblastique. Les plagioclases
sont en plages saussuritisées ou en fines baguettes. allongées dans le sens des ferromagnésiens
De telles transformations des textures ophitiques primaires, à différentes étapes, vers ler
textures typiquement nématoblastiques ont été souvent observées dans les séries or-
thoamphibolitiques basiques (Fabriès, 1963; Barn, 1969).
Le groupe d'amphibolites à dlopside se retrouve en petits niveaux lenticulaires
décimétriques tronçonnés par un réseau de diaclases N40 et N110°. ou en enclaves dans les
gneiss.
2- Les alllphiboliles migmatitiques
11 s'agit d'amphibolites à structure, massive ou foliée, caractérisées par la présence
d'injections multiples de matériau Jeucocrare, dans les corps amphibolitiques. Ceci leur confère
ainsi une structure de "migmatites". Les injections sont de deux types:
- des injections de rnatérielleucocrate sous forme de filonnets ou filons aplitîques ou
pegmaritiqucs. Elles se font souvent "lit à lit" Ou obliquement à la foliation. Elle sont souvent
replissées en plis isoclinaux serrés. Ce matériel leucocrate correspond aux différenciats
trondhjémitiques des liquides des complexes lités;
- des injections moins fréquentes de jus leucocrares, qui s'insinuent dans les amphi-
bolites à travers un réseau souvent très dense de joints. Ce type d'injection est affecté de plis
ptygmariques et recoupe les différeneiats magmatiques. Les jus Ieucocrates seraient issus d'une
anatexie discrète et plus ou moins régulière des termes de la série amphibolitique.
Les amphlbolites migmatitiques ont une composition d'amphibolite norrnale
(plagioclase, quartz, amphibole). Les textures initiales sont totalement transformées, et il ne
subsiste aucun relique magmatique. La texture dérivée se caractérise par une paragenèse
dominée par des blastes subautomorphes de hornblende vert pâle. légèrement poecilitiques. Les
gros cristaux d'amphibole sont associés en lits avec Url assemblage d'épidoœs, de chIorite et de
cristaux souvent bien automorphes de sphène. L'épidote est bien représentée dans la roche et
peut constituer des lits fins. associée à de rares opaques. Dans la roche, .cocxistent albite et
oligoclase, associées en lits avec des granules de quartz,
La cristallisation massive d'épidore, de chlorite à côté des hornblendes méta-
morphiques et des plagioclases recristallisés. nécessite une remobilisation massive de Al, Ca.
Fe, Si. Cette remobilisaticn pourrait se faire sous une forte pression des fluides, par circulation
d'eau. Dans ce cas, elle peut être de type hydrothermal et assimilable à celles décrites dans le
manteau au niveau des rides (Weiss et al., 1977), mais elle pourrait aussi être induite par les
processus de remobilisaticn précédant la migmatisation (Mehnert, 1965).

---

-174-
3. Les gneiss dioritiques el tODalitiqUtl
Les faciès gneissiques affleurent en petits panneaux disparates au sein du complexe
plutonique lité. Ds forment cartographiquement des bandes hectométriques coincées entre les
ensembles du complexe lité et les amphibolites.1l s'agit de roches de teinte gris à blanc,
présentant une foliation très distincte, de direction moyenne ~.70.65N. Ce groupe de roches
forme un ensemble hétérogène avec des niveaux à compositionsdioritiques et tonalitiques.
3.1. Les gneiss diortûques
Les gneiss dioritiques sont à grain moyen à fin et présentent une structure généralement
foliée et rubannée. Cette texture est marquée par une alternance de lits clairs millimétriques,
riches en plagioclase et de lits sombres à hornblende en cristaux aciculaires; ces gneiss ont une
structure de diorites foliées. Les faciès dioritiques forment l'essentiel des affeurements. A
l'affleurement, les roches gneissiques sont recoupées par la même génération de filons
aplitiques et pegmatitiques qui affecte les amphibolites. El.es renferment par endroits des
lentilles d'amphibolites.
Dans les gneiss,les textures sont totalement recristallisées et n'ont gardé aucun relique
magmatique. Elles sont granoblastiques à granonématoblasriques dans les faciès fortement
foliés. Les amphiboles de grandes tailles sont vert sombre et différent des amphiboles brunes ou
jaune verdâtre des termes dioritiques du complexe plutonique lité. Elles sont presque toujours
associées à des opaques, des épidotes (zeisite) et de chlorite et plus rarement à des cristaux
d'allanite et de sphène. Les plagioclases sont en tablettes subautomorphes caractérisées par œs
macles en peignes ou sont totalement destabilisés en assemblages microscopiques à albite-épi-
dote et quartz. Le pyroxène est généralement absent et n'a été observé que dans un échantillon
de gneiss dioritique prélevé au contact d'un niveau de gneiss tonalitique; il s'agit de reliques de
clinopyroxène en inclusions dans un grand cristal d'amphibole ven bleuté. Dans cette parage-
nèse à clinopyroxène, apparaissent des cristaux subautomorphes de feldspath alcalin penhi-
tique. L'orthopyroxène existerait dans ces faciès, mais à l'état totalement déstabilisé (J.M.
Bertrand, corn. orale).
J.2.Les gneiss tonalitiques
A l'intérieur des faciès de gneiss dioritiques existent des niveaux décimétriques à
métriques plus clairs, marqués par la forte réduction des lits amphibolitiques. Dans ces niveaux,
le quartz est abondant et à un habitus lame1laire, il constitue plus de 80 % de la roche avec le
pLagioclase en cristaux subautomorphes bien maclés suivant la loi de l'albite. Le feldspath
alcalin perrhitique est assez fréquent dans ces faciès. L'amphibole ven foncé est en pourcentage
réduit et ne subsiste qu'en fines acicules associées en fins fuseaux à des lamelles de biotites
largement chloritisées, faisant ainsi apparaître une linéation bien marquée.

---

-175-
III. CONCLUSIONS
Les observations pétrographiques et structurales permettent de considérer le complexe
amphibolitogneiss comme une série métamorphique hétérogène. Elle serait constituée de faciès
amphibolitiques à structure massive et rnigmarltique, associés à des faciès gneissiques à
composition diorito-trnndhjémitique.
Les recristallisations métamorphiques de haut degré suivies de phases ultimes de
rétromorphose générale, auxquelles ont été soumises les roches ont oblitéré complètement les
textures primaires caractéristiques. Les recristallisations dynamiques synmétamorphiques se
traduisent par l'apparition de foliation et de Iinéatlon bien exprimées, qui distinguent ces roches
de celles du complexe lité. Les hornblendes vert bleuté à vert sombre. souvent à reliques de
clinopyroxène typiques de ces roches, ont évolué dans des conditions thermobarométriques
différentes de celles des hornblendes brunes ou jaunes verdâtres, caractéristiques du complexe
plutonique lité. Les textures initiales sont en général remplacées par des textures de
recristallisation dynamique de type granoblastique à granolépidoblastique.Toutefois il a été
reconnu dans les niveaux amphibolitiques de rares plages qui ont conservé encore des fantômes
de texture magmatique ophitique.
Dans le complexe amphibole-gneiss, apparaissent des paragenèses à clinopyroxène, à
cummingtonite, biotite et orthopyroxêne indiquant des conditions métamorphiques méso à
catazonalcs.Toutefois l'habitus de certaines phases minérales indique un état de déséquilibre
plus ou moins accentué de ces paragenèses. Sur ces paragenèses de haute température
recristallisent des assemblages de basse température (albite-quanz-actinote~épidote-chlorite­
magnétite-sphène).
Les caractéristiques pétrographiques et structurales indiquent nettement que ce
complexe a subi une évolution métamorphique et structurale spécifique. distincte de celle des
roches voisines. Elle serait marquée par des événements tectonométamorphiques superposés,
avec des phases métamorphiques dans les conditions granulite-amphibolite, suivies tardivement
de phase rétromorphique de type schiste ven.
La mise en évidence de ce complexe à style recronomagmarique encore inconnu dans le
reste de la boutonnière de Kédougou constitue sans nul doute un repère intéressant dans l'étude
de l'évolution géodynamique de cette partie du craton de l'Ouest africain.

---

-176-
CHAPITRE 2
MINERALOGIE
ET METAMORPHISME
I. CARACTERISTIQUES DES PARAGENESES MINERALES
1. Descriptioos des associations minérales
1.1. Les associations magmatlques
Dans les roches du complexe ampibologneiss, les textures initiales sont totalement
transformées. Les phases primaires ont entièrement recristallisé en assemblages
métamorphiques, définissant des associations de phases minérales assez typiques des degrés de
métamorphisme et de la composition initiale de la roche.
1.2. Les associations mëtamorphtques
Dans Iétude pétrographique des roches du complexe amphibolito-gneiss, plusieurs
assemblages paragénériques métamorphiques ont été mis en évidence dans les différents
groupes de roches. Ils se résument en quatre associations minérales typiques des différents
termes pétrographiques constituant le complexe.
a) Dans les ampbibolites:
1) Hornblende vert bleutée - Oligoclase basique - Ctmopyroxêae - (épidote - quartz - sphène . magnétite -
chlorue- quanz - a::tinoIe - albite).
2) Hornblende ved-bnmâIre - Plagioclase (andésine) - Clinopyroxène (diopside) - Cmuningtonite- Orthopyroxèse
- Biotite - (chiorilll>épidoœ quartz - actinote - albite -Ieucoxène)

---

-177-
b) Dans les gaeiss:
3) Plagioclase (oligoclase) - Hornblende ven foncé - Feldspath alcalin -Btoute • (épidote - quartz - acunou
sphène - magnétüe- chlorile)
4) Plagioclase. Hornblende vene - Orthopyroxène - Cltnopyroxêne -Feldspath alcalin - Chlorite - (épidou
quartz - sphène - actinote -magnétite).
Les différents assemblages mentionnées ci-dessus som caractérisées par la coexistent
dans tous les faciès, d'une paragenèse de haute température et d'une paragenèse de basse ter.
pérature identique à celle caractérisant le volcanisme basique de Mako.
A
t>
.,,,,\\,,,
t>'" ,
. ,
1
50
6""":,.
\\
...
1'<
50
. ,
~
,
A
'
'~~'>1,
G
50
Figure Je.l: Diagramme ACF des amphibolites et des gneiss du complexe ampbibologneiss oe Sonfara; les
traits en tirés et les uatts continus indiquent respectivement les aires de répartitions des gneiss el d
emphibolues.
Dans les diagrammes ACF (fig3C.l), les compositions chimiques représentatives
roches totales des amphibolites et des gneiss se disposent respectivement dans les e
délimitées par 6 phases (An-cbt-Hb-Cumm-Cpx-Ep) et (An-Chl·Hh-Cp:X-Op:x'l·Ep). Dam
amphibolites, nous observons une nette concordance entre les analyses des roches totale
celles des phases minérales caractéristiques; ceci suppose que les amphibolites sont proche
leur équilibre. Dans les gneiss, le diagramme ACF n'est pas fondamentalement différer
celui des amphibolites; néanmoins, nous constatons que la répartition des compositions
roches totales est plus dispersée; ce qui refléterait un déséquilibre plus marqué de la compas
des gneiss. Les types d'associations paragenétiques à phases nombreuses, caractéristique

---

ces roches posent le problème d'équilibre des phases. En effet. il s'avère toujours difficile pour
des roches à évolution tectonométamorphique compliquée, de définir les phases minérales
réellement stables et en équilibre dans les conditions métamorphiques nouvelles.Toutefois, si
l'on se refère aux évidences texturales, nous constatons que dans les roches du complexe
étudié, certaines phases telles que la chlorite, la cummingtonite ne sont pas en équilibre avec les
autres phases des paragenèses. En effet, la chlorite très fréquente dans la série ampbibolluque
provient essentiellement de la destabilisation des biotites, tandis que l'apparition de la
cummingtonite postérieurement à la hornblende est à mettre en relation avec la rétromorphose de
I'orthopyroxène en présence d'un milieu saturé en eau. Cette réaction rétromorphique souvent
observée dans les roches basiques se ferait d'après Mongkoltip et Ashworth (1986) dans le
système Na20-CaO- (Mg,Fe)O-fe203-Al203-Si02-H20 et selon l'équation suivante:
OpH 0,04 Si02+0,02 Na20 + 820 = Cumm + 0,01 A120J+ 1,00 (Mg,Fe)O +
0,08 CaO
En tenant compte des observations précédentes, les associations à 6 phases peuvent se
réduire ainsi: An-Hb-Cpx-Opx-Bp (Amphibolites) et An-Hb-Cpx-Ep (Gneiss).Ces paragenèses
sont caractéristiques d.e degré de métamorphisme élevé de type "Hornblende granulite faciès" de
Howie (1963). Les rééquilibrages constatés au niveau de la biotite et de l'orthopyroxène
permettent de supposer que les paragenèses stables proviennent de la rétromorphose
d'anciennes paragenèses de type granulite avec développement concomitant de phases
hydratées.Les phases rétromorphiques se feraient sous contrôle des variations des PH20.
L'apparition de la cummingtonite et des hornblendes sont compatibles avec des PH20 élevées.
2. Bvctuucn cristallochimique des phases mlnèralee,
Dans les paragenèses métamorphiques cristallisant dans le complexe amphibolito _
gneiss, nous notons la coexistence des paires albite-plagioclase calcique, qui correspond à la
zone péristérite Oshizuka,1985) et de la paire actinote - hornblende à substitution tschermakite.
L'association plagioclase calcique-hornblende tsehermakitique indique un faciès métamorphique
de dcgrè amphibolite très élevé. De même, l'apparition d'orthopymxéne dans la paragcnèse
suggère des conditions encore plus élevées, proche du faciès granulite.
Les compositions des différentes phases minérales ferromagnésiennes en équilibre
dans le complexe amphibolito-gnciss sont présentées dans le diagramme ternaire Ca-Mg-Fe
(fig.3C.2). A ce diagramme nous avons joint les histogrammes de fréquence des teneurs en
anorthite (%An) obtenues dans les plagioclases formant les paires amphibole-plagioclasc
(fig.3C.3).

---

-179-
Ca
Cpx
Hb
Mg
90· An %
la
Figure3.G.2 & 3
C.2. Diagramme ternaire Ca-Mg-FeT des phasesferro-magnésiennes en équilibre dans les
poragenèses des termes métamorphiques du Complexe Arr.phibolo-Gneiss : Cp.x = -
Cünopyroxère; Hb = Hornblende verte; Op = Orthopyroxëne.Cum =Cwnmingtonile; Bi
= Biotite.
C3. Histogramme de fréquence de teneurs en anorthite dans les plagioclases en équilibre
avec les phasesferromagnésiennes. Les droites indiquent les phasesen équilibre.

---

-IBO-
2.1. Les amphiboles
Les amphiboles vert bleuté à vert émeraude en équilibre dans les amphibolites et la
gneiss contiennent très souvent, en inclusions, des lamelles d'actinote ou de hornblende
actinolitique..Ces amphiboles a.ctinolitiques proviennent des phases rétromorphiques tardives
très générales à l'échelle du secteur de la série de Mako. Elles ont la même composition que
celles déjà étudiées en détail dans la série de Mako; ainsi elles ne feront pas l'objet d'une
nouvelle étude.
L'un des problèmes liés à l'utilisation des compositions chimiques des amphiboles
obtenues à la microsonde, réside sur la partition du Fer total. Actuellement plusieurs méthodes
d'estimation de Fe3+ sont proposées dans la littérature. dont les plus en vigueur sont celles de
Leake (1978) et celle de Papike et al.(l974). Toutes ces méthodes d'estimation sont sujettes à
des erreurs soit de surestimation. soit de SOus estimation qui se répercutent sur certains critères
de classification et de détermination. Ainsi des paramètres tels que: Mg/(Mg + Fe2+ ). Fe2+.
ALIV et Na+ K(A) définis par rapport aux valeurs de Fe3+, sont assez approximatifs. Ainsi pour
ces raîsons nous avons remplacé dans le diagramme de nomenclature de Leake (1978) le
paramètre Mg/(Mg + Fe 2+) par Mg/(Mg + Fet ); Fet indiquant l'ensemble du fer dosé.
Les analyses représentatives des amphiboles caractéristiques du complexe amphi-
bologneiss sont représentées sur le tableau 3C.I et les figures 3C.4. Elles ont toutes, une
composition calcique avec (Ca+ Na)M4 >1.34. et sont comprises dans le diagramme de Leake
(1978) entre 0,45< (Mg/Mg+Fet) < 0,76. Elles révèlent des teneurs en mü faibles, comme
l'indiquent les totaux qui bouclent à plus de 98 %. De telles amphiboles très déficitaires en
groupements hydroxyles ont été signalées par Engel et Engel (1962) dans les faciès
amphibolites et granulites d'Adirondack. Dans les amphibolites et les faciès gneissiques, les
compositions des amphiboles varient depuis les ferro-hornblendes tschermakitiques jusqu'aux
magnésio-hornblendes. La nature des amphiboles est la même dans les amphibolites et les
gneiss; cependant, leurs compositions varient légèrement d'un groupe à l'autre.
Les paramètres NaM4, (Na+ K)M4, Allv et (AIVl +Fe3++Ti) dans les amphiboles
présentent des variadons systématiques dans les différentes compositions des amphlbolesf
fig.3C.5). Ainsi NaM4, AllY augmentent avec l'accroissement du paramètre (AIYI +Fe3++1i);
(Na+K)M4 par contre diminue nettement. De telles variations sont attribuables à des
substitutions tschermakite (1) et édénite (2). Elles traduisent d'après Laird et Albee (19BI),
Mc Elhaney et Mc Sween (1983), une augmentation du degré de métamorphisme. Mais dans le
cas du complexe étudié, nous constatons des variations inverses. des amphibolites vers les
gneiss. Les paramètres de degré de métamorphisme: NaM4 et AllYdiminuent des faciès amphi-
bolitiques vers les faciès gneissiques, tandis que les alcalins dans le site M4 (Na+ K)M4
augmentent. Ceci suggèrerait une augmentation de la substitution édénite des amphibolites aux
gneiss d'une part, et une diminution corrélative de la substitution tschermakite et une phase
rétromorphique granulite- amphibolite d'autre part .

---

- -181~
faciès
Les ampbibolites massives
Am nbibotltes mi2matiliQues
Gneiss
diorltlaues
1
Ech
8685
1002
114
8676
124
i
Si02
55.640 54 .800 46 .050 43,030 42,500 44510 43,090 45.230 42.900 43,800 45,810 43.960 41,850 437701
TiÛ2
0.000
0000
0.950
1,190
1,100
1.950
2 ,180
1,380
1,430
2,940
2140
0.790
0,720
[.050 1
AL203
0.960
1.080
9760
11.210 10,710 11260 12.230
Il,050 11.180
9.320
8.590
9,400
11.000
10.3201
Cr203
0,000
0,000
0.1 IO
0,030
0000
0,100
0.000
0000
0,000
0,020
0,090
0,020
0 ,860
0,070 1
FeOI
18.790 18.nO 12.850
17,110 n,660 14,350 15,270
14,500
17,720 14900 13.950
17090 16,230
11,8701
MnO
0,850
0.980
0.130
0,370
0430
0,140
D,nO
03\\0
0.320
0.260
0,280
0 .280
0,180
0.190
MeO
19,780 19.440 13,310
9,910
10.220 Il,560 tO.600 11,680
9.580
11.890 12920 10 .790 10.640
9,950
C30
1,020
r.no 11,260 11590 11,200 11.690 11,500 11,520 11.690 Il,600 11920 11950 11,mÛ 11.740
~;J20
0,130
0 .060
1.420
1,260
1,100
1,450
1,490
1,370
1.350
2.020
1,410
1,480
1,330
1.700
1\\:20
0.040
0,020
0,340
0,930
0.950
0.400
0.470
0,360
0 .940
0760
0,670
0,710
0,710
0,840
H lOcal
2,090
2.060
2.050
1.990
1.990
2.040
2,030
2,050
1,990
2,010
2050
1.990
1.970
2,000
Talai
Si
7,991
7.983
6,721
6,463
6,401
6.527
6.373
6.594
6 ,446
6.512
6,697
6.619
6.354
6,557
,.. UV
0.cXl9
0,170
1.279
1,537
l.599
1,473
t .627
1,406
1,554
1.488
1.303
1,381
1,646
1443
T,Ml
8000
8.000
8,000
8,00J
8,000
8.000
8.000
8.000
8.000
8,000
8000
8,000
8,000
8,000
1
AIVI
0,154
0,168
0,400
0,448
0,302
0,474
0,505
0.493
0,426
0.145
0.177
0.'287
0.323
0,380
Cr
0.000
0,000
0 .013
0,004
0.000
0.000
0,000
0000
0.000
0 ,002
0.100
0.002
0,103
oœa
Ti
0.000
0.000
0.104
0134
0.125
0 ,215
0.242
0.151
0,162
0,329
0,235
0,089
0 .082
0.118
fe3.
0.000
0.000
0.671
0.542
0,929
0.406
0 .476
0,557
0,468
0,261
0.387
0,489
0.937
0.394
~11!:
4,234
4,220
2,895
2.218
2.294
2.526
2,336
2,538
2.145
2,634
2,815
2,421
2,408
2,222
Fe2+
0 .613
0,612
0.897
1,607
1,295
1,354
1,412
1211
1.759
1,592
1,319
1,663
1,123
1.845
~ln
0.000
0000
0.016
0047
0.055
0.017
0.021
0,038
0 ,041
0,033
0,035
0,036
0.023
0,014
MI-M3
5.00Q
5,000
4.996
5.000
5,000
5,000
5.000
5.000
5.000
4,996
4978
4.988
5,000
4.992
Fd ..
1,644
1.602
Q,GQO
0,000
0,000
0.000
0,000
0.000
O.(XX)
0.000
0 ,000
0000
0000
0,000
Mn
0.103
0.121
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0.000
0,000
0000
0.000
Ca
0.157
0.176
1 761
1.865
1.807
1.837
1.822
1,800
1,882
1.867
1,865
1.928
1 794
1,885
l'\\a
0,036
0,017
0,239
0.135
0,193
0.163
0,178
0.200
0.1I8
0.133
0.135
0 .072
0206
D.U5
Tl\\14
1.941
1,916
2.000
2,000
2.000
2.000
2,000
2000
2,000
2,000
2.000
2000
2000
2.000
Na
0,000
0.000
0,163
0.232
0.129
0.249
0.250
0.187
0.275
0.430
0 ,267
0 ,360
0 ,186
0.378
K
0,007
0,040
0 .063
0.178
0.183
0,075
0,089
0,067
0.180
0,144
0.125
0.136
0 ,138
0,161
A
C,007
0.040
0,226
0,410
0,311
0,324
0,338
0,254
0.455
0.574
0,392
0,496
0,323
0,539
x:-'1G
0,652
0,656
0.763
0,580
0,639
0,651
0,623
0.677
0,549
0.623
0.681
0.593
0,682
0.546
T Cal
14,948 [4.920 15.222
15,410 15.311 15.318 15,332 15.242
15.455
15.571 15,369
15,484
15,323
15.531
me nclat CUMM CUMM MGf-ID TsHB
TsHB MGHB TsHB MGHB TsHB
EdHB ~G HEMG HE TsHB
EdHB
Tableau sci
Analyses chimiques représentatives, des amphiboles du complexe Amphibolo-Gneiss
de Sonfara.

---

-182-
'.0 0
T,
Mg Hb
Hb Ts
T.
Ac.
'"
-'"~05
,
0
D".
,
.. '
,
..
"
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;:;:
-
. . Acl
Fe Hb
Ft HbTs
0,00
1,75
.
r,00
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.
1'>0
.
s;
,
Ed
Hb Ed
P.
~
.,-. Pa
Fe 6d Hb
0,00
zoo
,
Si
Figure 3C.4
Diagramme de nomenclatwe des amphiboles calciques du complexe Amphibolo-Gndss
d'après la classification de LeaJce (19n >lég~remenr modifiie avec comme paramètres
Si et Mg /(Mg+ Fee): Fee = Fer total.
TSeH = Tschermaiite, Hb-TSeh = Hornblende tschermakitique, Fe-Hb == Ferro-
hornblende, FeHb-TSCH = Ferro-hombiende tscbermakùique, Mg-Hb= Magnésie-
hornblende. MgHb-TSCH = Magnésio-homblende tschermakitique, HbAcr = Horn-
blende actinolitique FeHbAcl =Ferro-hornblende actinolitique, HbEd=~.Hornblende
édénirique, HbPa = hornblende pargasùique,FeHbEd = Ferro-hornblende édénirique

---

-183-
(AIVI+Fe3++Ti+Cr) AlV]
(Fe2++~:+MD)t Si
( 1)
(Na+ K),AIIV,Si
(2)
Dans les faciès amphibolitiques, cristallisent en plus de la hornblende, des amphiboles
de la série cummingtonite qui se caractérisent par des valeurs de Ca faibles « 0,2) pour des
teneurs en AIt aussi faibles « 0,2).
l V r:
Al 1,B
...
A
,,..----1.
A
',4
1,2
0,2
0,4
0,2
° 10,4
O,B
0,8
1,0
',2
VI
(Al
+ F e3 + + Ti)
Figure 3C.S.Variaûons de NaM4, (Na+ K)M4, AllV, et (AiVI++ Fe3++ Ti) dans la composition des
amphiboles du complexe arnpbibotognetss de Sonfam..Les limites en tiretés el trail plein
correspondent respecuvement am aires de répartition des composiuons desarnphiboles dans faciès
gnelssiques el amphibolitiques

---

-184-
2.2. Les pyrodn~s
Dans la série amphibolitique,le c1inopyroxène apparait dans les différents faciès sous
forme de reliques dans les amphiboles. Les pyroxènes ne sont jamais zonés contrairement aux
pyroxènes des gabbros du complexe lité. Les analyses représentatives des pyroxènes
sont reportées sur la figure 3C.6. Les clinopyroxênes ont des compositions diopsidiques
qui définissent une droite de variations distincte de celle dessinée par les variations des
pyroxènes moins calciques du complexe plutonique lité. Cette tendance se rapproche par contre
de celles citées dans la littérature pour les c1inopyroxènes métamorphiques des roches basiques
(Huebner, 1980; Mongkoltip et Ashwonh,1986).
Ca
SOII-:----r'T'l-------\\
" ..
... - - -
,
------(j)
.... ':.-...... ~'l.. • ....
m Î't.&1nOl pt\\i
.T:'-:.;' ---.~-~.,m."q",
ccmprex e fr[r
-~~--- - ------- -"'-"';.-
-- ---
50
f.
Figure3C.6
Diagrc:mme Ca-Mg-~e des Pyroxénes du Complexe amphibolo - gneiss de Sonjora.
Les lignes devolution des cypyroxénes métamorphiques et magmatiques suont
tracées d'oprés Huebner (1980). Mongkoltip el Ashwonh ( 1986)
L'orthopyroxène se rencontre fréquemment en association avec le cummingtonite dans
les amphibolites massives à cummingtonite et biotite. Dans les faciès gneissiques, il se réduit à
de rares plages que nous n'avons pas pu analyser.Il s'agit dans les amphibolites, d'hypersthène
à composition légèrement plus ferrifère que celle des orthopyroxènes analysés dans les gabbros
du complexe lité.

---

-185-
2.3. Le plagioclase
Dans les différents assemblages cités ci-dessus, le plagioclase se présente toujours e
deux générations: une, en fines baguettes à composition albirique et une autre plus ca1ciqu
formant souvent le coeur relictuel d'anciens plagioclases basiques. L'histogramme des teneur
en anorthites des plagioclases en équilibre avec les hornblendes présente un maximum entre 3
et 50 %. De même, la figure 3C.7, montre indique l'existence de plagioclase basique e
équilibre avec les autres phases minérales.
®
0'
1
••
Lê
~ Ch'
AAeA
1
et
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sc
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e
••
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L,~, ..
~ c,0iChl
.,
1
1."
.. "
Figure.3.Col
Composition des feldsposhs dans le triangle Or-Ab-An. dans les complexes de Mako
el de Sandikounda-Sorfara:
A= dans le complexe amphlbolo-gneiss; B= dans le complexe plutonique lité; C=
dans le complexe de MakoNous avons reporté en cartouche les autres phases des
paragenëses minérales dans les roches de chaque complexe: 'Ap=apatile,Chl=
chlorite, Q= quartz, Cc» calcite.Sp> sphéne,Ep= ëpidote.Spre serperaine.Mt»
magnétite, Hbact= hornblende actinolitique, Tr= trémolite, Hbmg = hornblende
magnésienne, Fa» pargasite, Hbts= hornblende tschermakitique, Opx =
onhopyroxéne.

---

-186-
2.4. La biotite
La biotite apparaît dans les différents termes du complexe métamorphique de Sonfara. Elle
coexiste dans les amphiboiites avec les autres phases ferromagnésiennes soit, en équilibre, soit
fortement déstabilisées en chlorite.
Les analyses chimiques effectuées sur les amphibolites les moins altérées des amphibolites
(Tab1.3.C.2) , donnent les caractères suivants:
les biotites ont des teneurs élevées en A1203 etyne valeur moyenne assez élevée du
rapport xMg (0,620); ceci leur confère une composition intermédiaire entre sidérophyllitc et
eastonite;
5102
37.810
36,770
36.560
36,420
37,430
Ti02
2320
1,940
0,850
1,590
3,050
AI203
15970
15,740
15.650
15,750
15,140
FeO
15.060
15,690
14870
14,900
16,070
MDO
0,210
0.290
0.190
0,210
0,120
1\\1.l!0
13,730
13,640
13,190
13,410
13.280
CaO
0.170
0,050
0,000
0,060
0.000
Na20
0,050
O,O3<l
0,050
0,080
0,090
K20
9,150
8,790
8,790
9,100
933O
Cr203
0,000
0,000
0,110
0,030
0 ,110
NiO
0010
0,060
0,090
0,000
0,000
Total
94.480
93.000
90.350
91.850
94,620
Si
5.672
5,62&
5,737
5,647
5,651
AllV
2328
2.,372
2,263
2.353
2,349
T
8000
8,000
8.000
8,000
8000
AIVI
0.496
0,469
0.633
0,526
0,346
F~
1.889
2.,009
1.952
1,932
2.029
MG
3'<>69
3.112
3.085
3,099
2,988
Mn
aJ127
0,038
0.025
0,028
0.150
Ti
0.262
0,223
0,100
0,185
0,346
~
Ni
0.001
0,007
0,011
0,000
0,000
Cr
0,000
0,000
0,014
0.004
0,013
T
5,744
5.857
5,820
5,774
5,737
1(
1.751
1,717
1.760
1.860
1,797
Na
0,015
0,009
0,015
0,024
0.026
Ca
0,027
0,008
0,000
0,010
0.000
xFE
0380
0,390
0,390
0,380
0,400
xMG
0,620
0.610
0.610
0.620
0.600
Tabl .3.C2.
Analyses chimiques représentatives des biotites du Complexe Amphiboio-gneiss

---

-187-
les teneurs en Ti02 sont relativement élevées (moyenne 2,5 %) et ne représentent pa
de bonnes corrélations avec le rapport Fe 2+/Mg dont l'augmentation d'après Binos (1965
traduit une augmentation de la température du métamorphisme.
2,4.
L'éptdote
L'épidote est un minéral ubiquiste dans les roches du complexe. Elle se forme le ph
souvent par transformation du plagioclase. mais existe aussi dans les amphibolites et les gnei:
en phase stable avec les autres minéraux et dans ce cas, elle présente généralement un habin
zoné. De telles épidores sont décrites par Jan et Howie (1986) dans les granulites du complez
de Jijal (Pakistan) et par d'autres auteurs dans des faciès à la limite amphibolire-granulite. [
telles épidotes sont stables dans les conditions de métamorphisme élevées: entre 630 el 69(
pour 8 à JO Kbars (Den Tex el al.,1972) ou entre 650 et 750"(Liou el al., 1973), maistoujou
sous des conditions de PH20 élevées. Toutefois dans le cas du complexe amphibolitognei:
étudié. la nature primaire des épidotes nous semble douteuse et leur stabilité semble proven
plutôt d'un rééquilibrage en conditions rétrogrades granulite - amphibolite.
Les compositions chimiques des épidotes du complexe sont données au tableau 3:C
.Elles se caractérisentpar des % en pistachite (xPs ee lOO-Fe3+l(Fe3++ Al) entre 26 et 27 et d,
teneurs en fer relativement élevées (11 et 12.6 %) qui augmentent très légèrement de la bcrdu
vers le coeur du minéral zoné.

---

-188-
2.6. Les chlorttes
Les chlorites
du complexe amphibolitogneiss ont des composuions entre les
picnochlores et les ripidolites (Rey, 1974). Elles som de même nature que celles rencontrées
dans la série de Mako et dans le complexe plutonique lité. Cependant, leur composition
chimique (Tab1.3C4) se distingue dans l'ensemble par des rapports Fe/Fe+ Mg plus élevés. Ds
passent de 0,272 dans les roches volcaniques de la série de Mako à
0,485 dans les
amphibolites du complexe amphibofitcgneiss pour des valeurs de Si/(Si+AI) constantes (0,55)_
L'augmentation du rappon FeI(Fe+ Mg) dans les chlorites semble traduire une augmentation du
degré de métamorphisme, contrairement aux observations faites par Ishizuki (1985) dans les
chIorites de la séquence ophiolitique de Horokana.
2.7.
Le sphëae et les opaques
Le sphène est un minéral très fréquent dans les paragenèses des amphibolites et des
gneiss du complexe étudié. Il coexiste toujours avec des opaques de type magnétite très pauvre
en Ti02. La présence fréquente du système sphène-magnétite dans les paragenëses suggère des
conditions plus ou moins tamponnées en Ti02 au cours des remobilisations postérieures.

---

-189-
•
Il. ESTIMATION
DES
CONDITIONS
THERMOBAROMETRIQUES
DU
COMPLE
AMPHIBOLITOGNEISS DE SONFARA
Dans les roches métamorphiques à évolution teetonométamorphique complexe tel
que celles du complexe arnphibolitogneissique, l'identification délicate et douteuse des pha
en équilibre rend complexe la détermination des paramètres P et T du métamorphisme. Dam
complexe amphibolitogneiss, l'absence d'associations à grenat diminue encore plus
possibilités de calcul de ces paramètres. Cependant la coexistence en équilibre des pai
amphibole-plagioclase et clinopyroxène-amphibole en équilibre dans ce complexe va ne
permettre d'approcher les conditions thermobarométriques.En effer.fes variations compositk
nelles dans ces paires sont actuellement proposées pat différents auteurs (Liou er al., 19'
Brown, 1975; Spear, 1980; Laird et Albee, 1981; Plyusnina, 1982...) pour la détermination (
conditions métamorphiques (P, T).
1. Les varia lions dans les amphiboles.
Il est actuellement démontré à travers les nombreux résultats expérimentaux et
calibrages géothennométriques el géothermobarométriques, que les variations compositic
nelles des amphiboles dépendaient essentiellement de celles des conditions métamorphiqu
Les paramètres AlIV, A1VI, Ti. Si, NaM4 et (Na+K)A sont très sensibles aux variations
pression et de température. Ainsi différents auteurs (Raase, 1974; Brown, 1977; Fleet
Bamert, 1978; Spear, 1981 ...) ont tenté d'établir des calibrages à partir de ces élêments.
AI.,I
2,0
. .
Figure3.C.8
Répartition des amphiboles des termes du Complexe Amphibol
G
.
d
diag
de
i l '
'nT
0-
netss ans le
r~
cqrr allons Abr-A[VI. Les limites de séparation des c
.
-no~ métamorphiques, (2) roches mélamorphiques BP etlou MP (3) ~~. ~1~Jr;s
phiques HP d'Of.r~s Fleer & B.ar"err(1977), Spear'(l981 J. Nolis remarquons dans ce
. tableaula posmon des amphiboles du Complexe plutonique ·de~àJidik.dil/ida dans',
l'aire 1,' la sërie et le Complexe'Amphibole-Gneiss se caraaërise par des amphiboles
de métamorphisme MP-HP.

---

-190-
Dans le diagramme de corrélation AllY~AlVI (Aeet et BarneU,1978) (fig.3C.8) nous
constatons que les amphiboles du complexe ampblbolirogneiss sont réparties presque
entièrementdans le champ des roches métamorphiques (MP-MB). Nous remarquons également
qu'elles occupent la même aire de répartition que le métamorphisme schiste vert de Mako, et
qu'elles se distinguent nettement des amphiboles magmatiques du complexe lité (champ.1). Ces
conditions MP-BP sont confirmées dans le diagramme AIVI - Si (Raase, 1974) (fig.3.C.9)
dans lequel tous les pointés sont en dessous de la limite maximale de pression de 5 Kbars. La
position des amphiboles du complexe est la même que celle des amphiboles d'Andirondack
(fumer, 1981) et peut refléter des conditions de métamorphisme à des pressions entre 3 et 5
Khars comme le propose cet auteur pour le cas du métamorphisme MP·BP d'andimndack.
6.0
,n
8.0
F
me 9- Position des amphibolesdu complues amphibolilO-gneiss de son~ara ~ns le
.
tgure
. '
diagramme AlVI.Si deRaase (1914): carrés pleins: ~mp~exe ütë.trangles pïelns:
volcarutes de Malta,Triangles êvidês : complexeamphlboltlOgneisSique.
Lans les ampmbotes en equrucre du complexe étudié, les teneurs en Al203 (entre &,5
et 12 % ) et les valeurs' des rapports AllV_AlVI (entre 0,274 et 0,350 dans les amphibolites et
0,1-0,208 dans les gneiss) sont loin de celles généralement observées dans les amphiboles de
métamorphisme HP; qui sont le plus frequemment: AIZ03> 16% et Allv-AIVI > 0,5 (Sturey et
Meneiily,1985 ; Mongkoltip et Ashworth, (986).
En situant les amphibolites étudiées dans les aires de pression définies
dans les
diagrammes classiques, NaM4- (NaA+ K), AIN- (AlVi+ Fe3++ Ti + Cr) par Lairtl et Albee
(1981) (fig.3C.I 0) et Ti-Ait par (Hynes, 198Z)(fig.3C.ll) nous constatons que les conditions
MP-BP (3-5 Kbars) déterminées précédemment pour les amphibclites et les gneiss du complexe
se trouvent confirmées.
Les corrélations NaM4 (exprimant le pourcentage de crossite dans l'amphibole:
Brown, 1977) et AIVI avec les conditions de pressions sont largement utilisées; ainsi il a été
constaté que les teneurs en Na dans le site M4 diminuaient tandis que AIVI augmentait
corrélativement avec les pressions P du milieu. Les amphiboles du complexe amphibologneiss

---

-191_
......
A
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0,'
O,l!!~
0,"
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B
0,'
','
0,'
0,"
- .. .;
Figure,3,C.l0
Répartition de /a composition des amphiboles du complexe Amphibolo-Greiss de
Sorfara dans les diagrammes: A) Na M4- (ALVJ+Fe3+ +2Ti+ Cr) de Laird et al,
(1984) .. B)NA(S)- (ALVJ+Fe3+ +2Ti ) de Laird et Albee (1981): Legende identique
à celle de lafigwe 3. En comporaison noUS avons reponë la composition des
amphiboles caractéristiques de la série de Mako
.
.,',

---

-192-
ont une teneur moyenne en NaM4 de l'ordre de 0,15 pour une valeur de AIVI de 0.32. Cette
valeur est nettement en"de'ssous de celles obtenues (0,45-0,67) par Brown (1971) dans les
.,
roches métamorphiques de la Nouvelle Zélande pour des pressions entre 5 et 6 ~ars. Les
·reneu~~ en NàM4 obtenues dans les amphiboles du complexe étudié suggèrent dans ce
géobaromêtre de Brown, des pressions entre 3 et.a Kbars (fig.3e.12.)
O.'
0. '
0-
0.'
0. '
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AL 10101
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"'_.
~
2. L "ëqulllbre
Ampbibol~PlaKioclase.
La figure 3C13 indique les variations des teneurs en Anorthite (% An) et en AlIV
respectivement dans les plagioclases et dans les amphiboles en équilibre dans les dîfférents
complexes du secteur Laminia-Sandikounda. Nous constatons la coexistence dans la paire

---

-193·.
~~h
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PloQioclase
10
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1
1
1
1
Figure.3.G.l3
voriatlons des teneurs en anorthite (% An) et de ALw. respectivement dans les
plagioclases (1) et dans les amphiboles (2) des échantillons représentasifs des
complexes de SandikoUllda-Sonfara el de Mako. N°Ech : échantillons analysés Nous
avons reporté pour chaque échantillon le rapport xMgO (Mio= MgO 1MgO+FeO :
avec FeO =0,85 x Fel03t) de la roche totale. X = valeur moyenne (Tableau.);
CAMS= Complexe Amphibole-gneiss de Sonfara .. CPS = Complexe Plutonique de
Sandikounda; CVPM= Complexe Va/cano-Plutonique de Mako.

---

-194-
Amphibole-Plagioclase du complexe amphibole-gneiss de plagioclase (30<An<50) et
d'amphibole (I,5 < AlIV < 1.75: amphibole rscbermakirique).
En utilisant les courbes d'équilibre de Pluysnina (1982) (fig.3C.14.) basées sur les
variations de Caplag et de AIHb et adaptées poo! des amphibolites à zoïsite ou épidcte, nous
obtenons pour une paire à composition moyenne Caplag (0.250) - AIHb 0,75), des
températures entre 580 et 5200 pour des pressions entre 4 el 6 Kbars. Si nous considérons que
le domaine de stabilité de la paire Amphibole-Plagioclase est fixé dans les expériences de Liou
et al. (1974) à 550' pour des PIDO proches de 3 Kbars et dans un système QFM, il est certain
que pour des conditions MP-BP,les températures sont supérieures à 550°.
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•
A
•
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A
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2,0
3,0
',-
Alhb
Figure.3.C.l4
Estimation des conditions de métanwrphisme ( P,T}dans le géothermobaromëtre Ca
(PI}-Alt(Hb) de Piyusnina (1982). [,Il, III sont les domaines dBP tl-ow-Pressure}
MP (Medium-Pressure) et HP (High-Pressure) a'aprës les données de Laird
(1980).1 et 2 Sont les aires de répartition des amplùholites de Patom Hyghland d
(T= 580°, P= 8Kb) et (T= 430°- 480, P= 4,5 - 5 Kb) d'aprés Petrov etMakryglna
(1975) pa: méthode d'inclusions gateuses-tiquiâes .. "ph = le trend du
métamorphisme de Patom-Hyghland; ss «le trend trivolwion du métamorphisme du
Complexe amphibolo- Gneiss de Sandilwunda-Son[ara.

---

-195-
J. Discussions et conclusions
Les différentes paragenèses minérales en équilibre sont typiques des faciès amphibolite
et granulite. Cependant l'estimation des conditions thermobarométriques basée sur l'exploitation
des équilibres des paires Amphibole-Plagioclase et Amphibole-Clinopyroxène indique plutôt
des conditions de températures et de pression moins élevées que celles typiques des faciès de
métamorphisme catazonal. Les différentes investigations ont abouti à des conditions de
température entre 520 et 5800 et des pressions moyennes à faibles entre 3 et 5 Kbars.
L'absence totale de grenat dans les roches amphibolitiques et gneissiques peut être
considérée comme étant un indice de métamorphisme BP.En effet. dans des roches de
composition aussi basiques et relativement riches en FeO comme celles du complexe de
Sonfara, il y aurait de forte chance de voir s'effectuer entre 10 et 13 Kbars et à 12000 la réaction
suivante donnant le grenat:
Pyroxène+Spinclle+Anorthitc=Grcnat (Kushiro ct Yoder, 1966).
Nous pensons que les conditions de métamorphisme (MP-BP, MT) qui ressortent des
différentes méthodes d'investigation, sont les résultats d'un rééquilibrage rétrograde du système
lors d'événementspostérieurs. Les conditions initiales de température étaient probablement plus
élevées pour des pressions moyennes à faibles; ceci pour les raisons suivantes:
- L'apparition de la remobil1isation anatectique tardive observée dans les amphibolites
suppose que le matériel ait été porté à des conditions de température suffisamment élevées
(>6SOO) pour permettre cette remobilisation;
- L'équilibre de la paire amphibole-clinopyroxène dans les paragenèses métamor-
phiques indique des températures élevées. Si l'on se refère aux résultats des expériences de
Spear (1981), le fractionnement du clinopyroxêne dans les roches métamorphiques basiques
débuterait entre 730 et 788 0 pour des pressions de fluides proches de 2 Kbars;
-- Il ne faudrait pas aussi perdre de vue que d'une façon générale les différentes
méthodes d'investigations sont approximatives et sont entâchées d'un certain pourcentage
d'incertitude. En particulier, les teneurs de AIt sont fortement influencées par la méthode
choisie pour le partage du fer dans les amphiboles. De même la rééquilibration probable des
épidotes dans les différentes roches. entraîne une sous estimation des conditions de
métamorphisme dans le diagramme de Pluysnina.

---

-196-
Nous retenons donc à la suite de toutes ces réserves que le protholite du complexe
amphibolognelssique-a subi après mise en place, une évolution polymétamcrpbique.qui peut se ;"
résumer ainsi :
- Après mise en place, du protholite au stade précoce du Protérozoïque Inférieur
(2, 2 Ga) celui ci a été porté lors d'un événement thermotectonique précoce à des conditions
métamorphiques mésozonales à catazonales à la limite amphibolite-granulite et à des pressions
moyennement élevées;
- Cette phase métamorphique aurait subi ultérieurement un rééquilibrage rétrograde
dans le faciès amphibolite (entre 550 et 650 °et des pressions entre 3 et 5 Kbars) et sous des
conditions de PH20 élevées pour permettre la stabilité de l'épidote.L'étude structurale du
secteur devrait pouvoir caractériser ces différents événements thennoteetoniques ;
- Une rétromorphose générale tardive dans Le faciès schiste vert a obscurci à nouveau
l'histoire précoce de ce complexe ampbibolito-gneiss.
La mise en évidence dans ce secteur initialement considéré comme "calme" d'indices
d'un polymétamorphisme rétrograde depuis la limite amphibolite-granulite jusqu'au faciès
schiste vert constitue un fait important dans l'étude de l'évolution géodynamique du craton
Ouest Africain.

---

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1
'\\
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AmphlboUlcs
Gneiss
veines
Tholeliles de Mako
N°F.chanl
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1042
89C 86119 86119C 8658
8656
11655
8607
SI02
4781
4887 49 8
50 33
52J6
56 2
56 78
59 .53
5641
63 81
6891
62 87
7043
72 2 1
73,11
7J 14 75,04
49,36
48,38
50,42
5126
52.22
579 8
Tf 02
2 09
1 21
106
0 4 1
1.33
073
1,54
0 39
154
0.39
0 47
077
0 26
004
004
001
0 15
018
079
076
084
086
0 72
Al203
1664
154 8 158
1404
14 72
14
15&7
14.35
15 87
20 08
1437
1496
1539
12.93
16 31
1609
12.68
14 :53
137 3
137
1358
1367
1585
F.2031
1428 1357 11 7
1131
1106 7 86
9 0 1
614
931
146
<146
661
2 12
291
023
029
2 37
1241
133 4
1164
1312
1292
6..53
MnO
0.21
021
0,21
019
01 8
012
019
0 11
017
003
006
013
0 07
003
.
- 005
021
021
0.2
0,21
021
0.21
M20
378
:5 34
701
7 27
:5 12
669
3 09
3 4S
J 13
0.55
112
256
061
0 68
0 09
- 052
7.54
837
831
718
642
4 69
C.o
904
10 14 8 07
li 16
li 7,(,
7 .~ 7
7 " 1
li 14
7 43
:l1 1
4 ~Q
:" 4 1
:l 44
4 \\7
4 16
:l RI
:l 61
1081
108:l
Il :"K
QQ7
10 f.4
H:"
Na20
322
319
364
325
3 45
3 43
3 62
646
3 62
li 68
493
3 94
543
:5 92
419
5.29
387
2.38
17 1
1,6
2.28
21 3
465
K'lO
0411
084
0.34
1 14
I I I
138
078
066
084
101
045
096
077
0.31
0.36
061
2 11
0.32
04
019
019
021
105
nos
041
,
013
0.33
025
031
023
033
003
0 29
.
014
017
006
0.21
001
OOl
011
Ol!
01
01
008
0.21
.-
H20
181
0 67
163
241
18 9
1.58
1 23
042
102
OSt
033
151
1.14
0.39
048
062
034
1 45
198
1 18
093
051
182
\\0
TOTAL
-.J
99 74 99 65 99 6 99 76
9979
99.7
996S
9987
99,86
99 96
99.83
9989
9972
99,8
99 1 8
99 86
9986
9992
9985
99 68
9966
9987
99 56
1
Zr
53
69
182
141
157
109
135
233
153
360
239
181
9 1
285
50
76
148
49
5 1
49
52
54
97
Sr '
334
498
533
459
479
516
307
1142
308
1509
3 14
259
546
1598
509
648
653
ilS
109
94
81
lOS
385
.
Rb
23
24
8
32
31
3S
26
1
23
4
3
31
15
4
4
1
<S
21
15
19
15
15
30
NI
ri
137
161
180
S4
I t6
35
48
69
18
21
42
28
24
13
9
38
146
213
140
118
1I3
23
Cr
'" 45
40S
410
264
30
338
49
24
34
10
26
44
29
14
10
10
13
412
321
218
145
1J:f}
85
.
Y
29
31
3.7
23
29
22
30
22
30
30
22
30
10
20
3
5
23
20
19
20
21
22
24
Nb
15
' 9
9
Il
9
7
13
4
10
10
7
9
3
1
1
2
1
6
6
6
6
5
7
V
259
289
- 190
0
218
172
141
8.9
0
12
56
103
18
36
10
91
0
278
264
151
305
314
128
Ba
90
265
0
0
0
0
226
0
0
0
0
371
4 13
0
0
0
0
0
0
37
0
0
120
Tableau 3C.S: Analyses ch imiques représentatives, des roches du compl exe Arnph ibolito- Gnei ss de Sonfara,
,.
~~
1
t ~ - ... - ~;.. ....:-.-

---

-198-
CHAPITRE
III
CARACTERES GEOCHIMIQUES • PETROGENESE
ET ENVIRONNNEMENT GEODYNAMIQUE
J. COMPOSITIONS CHIMIQUES ET AFFINITES MAGMATIQUES
1. Les Eléments Majeurs
Lesanalyses chimiques des différents types pétrographiques du complexe Amphibclito-gneiss
de Sonfara sont représentées sur le tableau 3C.5. Les teneurs en Siü2 varient largement de 48,87 %
dans les amphibolites à 68,91 % dans les gneiss tonalirtques pour des valeurs de "mg" allant de 0,6 à
0,4. Les termes du complexe se caractérisent aussi par des teneurs et Al2ü3 et fe03 assez élevées.
variant largement des termes amphibolitiques aux termes gneissiques. Les teneurs en MgO sont en
moyenne de 7% dans les termes amphibolitiques et elles diminuent tres largement dans les termes
gneissiques. Lesteneurs en Ti02 faibles à très faibles et plus ou moins constantes lorsque que le "mg"
diminue vers les termes les plus acides.
Les larges variations constatées dans les teneurs en ces différents éléments peuvent être c:R
partie liées à des remobilisations métamorphiques. mais peuvent aussi traduire l'existence d'un
protolithe de type associations bimodales tholéiite- calco-alcalin comparable à cene du complexe
magmatique supracrostal de Mako.

---

-199-
Les différents termes du complexe se répartissent dans le diagramme Zrrriû2-NblY
(Winchester et Floyd. 1977)
suivant une suite entre les basaltes tholéiitiques et les basaltes
andésitiques pour les amphibolites et entre andésites acides et rhyodacites pour les gneiss. (fig3C.15).
Figure 3C.15: Répartition des roches du Complexe métamorphique Amphibolito-Gneiss de Sonfan.
dans le diagramme de classificariœr de Zr/Ti02-Nb/Y (Winchester el Floyd, 1977)
La distribution des points représentatifs dans le système normatif (Ne-Ol-Cpx-Hyp-Q) d.
Ycder et Tylley ( 1963) indique des compositions de tholeiites à olivine et de tboleiites
quartz( fig.3C.16).
Cpx
Ne
a
a
Hyp
Figure 3C.16: Répartition des roches du Complexe métamorphique Amphibolilo-Gncîss de Sonfant
dans le syslème (Ne-OI-Cpx-Hyp-Q) de Yoder et TyUey ( 1963)

---

-200-
Dans le diagramme -AFM (fig3C.17 ). les amphiboHtes sont localisées dans le champ des
roch~ tholéiitiques. Les pointès suivent une ligne d'èvolutîon parallèle au fenner trend (Rtr), ce qui
indique un enrichissement en fer. Les roches gnelssiques sont moins bien ordonpées et se repartissent
de pan et d'autre de la ligne de sèparation .
-F·
Figure 3e.1?: Diagramme A-F-M des termes du Complexe métamorpbique Amphlbolito-Gœiss de Sonfara
Fr = Fermer trend, les limites de sëperetlon Thclérhe (Th) - Calco-alcalin (Cc) d'eprês Irvine ( 1973).
2. Les Éléments en traces.
Les Éléments de transition NI, Cr, V.
Les teneurs en éléments de transition sont assez contrastées des amphibofites aux gneiss: elles
som fortes à moyenne dans les termes amphibolites(8O<Ni>125 ppm), 5O<Cr>420 et 140<V>300
ppm. dans les termes gneissiques, elles chutent rapidement corrélativement à "mg". globalement ,les
teneurs en Ni et cr diminuent dans les termes les plus évolués, tandis que le V à un comportement plus
fluctuant. Les valeurs des rapports Ti/V sont assez élevées et se distinguent ainsi de celles des roches
alcalines.
Dans les diagrammes de correlations "mg" par rapport aux éléments de transition Cr, Ni, Vet
Ti02 (fig.3C.IS), nous constatons un caractère compatible du Cr et du Ni Les teneurs en ces
éléments diminuent fortement avec le degré de fractionnement; ce qui est en accord avec les lignes
d'évolution des roches tholéiiriques.

---

-201-
" TiOz (%)
ae
"" Ni (ppm)
•
l~
~'"
1'"
U
•
12
•
•
ArnphlboUteJ
•
•
1<Xl
••
U
• Amphlbolltes •
11
"
n.
•
'"
••
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GnciJt. ," .
'" Œl'"
'" ~ Gne~~.
. Mg#
mg#
0
ac
0.3
'"
t:'.!J
O.,
O.,
O.,
0.1
0.3
•• O., O., 0.1 O., 0.9
1000
"""
Cr (ppm)
Zr(ppm) El
3SO
•
\\il
Il
•
100
m
:lS<l
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•
100
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All'iphibciitel
El
•
Amph.lboUteI
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•
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'"
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100
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m
•
Gn";,,,
El
SO
I:lS.
•
r!i'
mg;
m
GneiSlla: :
mg#
10
'"
•
03
0.4
O~
Ci.6
0.1
0.8
02
03
0.4
O.,
O.,
0.1
0.8
Figure 3e.18: Diagrammede variation Cr, Ni, V, Tî02 en fonction de "mg" des termes du Complexe
métamorphique Amphibolilo-Gneiss de Sonfara
2.2. Les Eléments Llthophlles
2.2.1. us JlFSE ( Zr, Y. Nb), ont des comportements variables dans les différents ren
du complexe.Les teneurs en 'il sont en général très élevées ( moyenne; 100 ppm) avec un maxirr
de 360 dans les gneiss dioritiques.
Dans le diagramme P20S{Zr (fig.3C.19), les diffêrenrs termes du complexe sont local.
dans le secteur des roches suba1calines ct se distinguent nettement des roches alcalines.
Les ampnlbolites comparativement aux gneiss ont des rapports P205fZr plus élevés: ceci indique
un caractère plus tholéiitique des amphibolites.

---

-202-
L'yttrium et le Nb ont des teneurs faibles assez conformes à celles généralement observées
dans les basaltes sub-alcalins. Les différences d'affinité géochimique entre les amphibclites et les
gneiss se retrouvent surtout dans les valeurs du rapport ZrINb (fig.3e.20) dam les faciès gneissiques
elles se situent dans la fourchette de valeurs (10-30) données par Saunders ( 1982) pour les roches
cejco-ajcallnes • tandis que dans les amphiboliles elles sont proches de 10 et traduisent plutôt un
caractère plu thcléiitique. Les rapports Y/Nb > 2,5 sont nettement supèrieurs à ceux caractéristiques
des roches alcalines (souvent <1) (SlOW et a1.,1984).
1.0
PzOs-
A
0.5
o
100
200
300
Zr
Figure 3C.19: Diagramme de variation P205 ~ Zr des termes du Complexe métamorphique Amphibolito-Gneiss
li:
Sonrm
Nb
50
30
zr/Nb ::30
",'"
,
,
,
100
200
300
400
Zr(ppm)
Figure 3e.20: Di.gramme de variation Nh-Zr des termes du Complexe métarncqi\\ique Ampbibolilo-One~
de Sonîera : la ligne de séparation entre le domaines alcalin (A) el: Thol.éütique CT)
est.d'après Wirw:bcster el: Floyd (1976).

---

-203-
2.2.2 Les LFSE { Sr, K. Ba, et Th)
Les LFSE présentent de larges fluctuations d'lm groupe de roches à l'autre et ne montrent pas
de bonnes corrélations avec:"mg"; ce qui pourrait être lié à la grande mobilité de ces éléments durant les
remobilisetions métamorphiques, même de bas degré.
Nous constatons cependant que leurs teneurs varient des amphibclites aux gneiss; en particulier
,le Sr augmente largement dans les faciès gneissiques , traduisant ains le rôle du plagioclase dans leur
cristallisation.
2.1.3. Les Terres Rares.
Les compositions représentatives en Terres rares et leurs variations dans les termes
caractéristiques du complexe sont figurées dans la figure 3C.21.
~...,
1
1
~d 1
D,
Lo
Ce
Figure 3C.21. Spectres de TmC$ rares des rennes du complexe Amphibolito-Gnelss:
les valeurs de normalisation sont d'après Evensen et al.1978).
Le fractionnement des terres rares se caractérisent par.
.
_ un enrichissement en LREE par rapport aux HRREE avec des valeurs de LaNfYbN comprise
entre 3 et 4 dans les amphibolites et 4,5 à 8 dans les termes gneissiques;
_ des pentes de fractionnement assez redressées ( LaN/SmN) variant de 1,2 à 2 dans le
arnphibolites et plus fortes dans les gneiss (> 2.5);
..
.
_ .
-Des rapports GdN/LuN relativement constantes et proche de 1; ceci Indique un rracnœmeme.
régulier des HREE;

---

-204-
- Des anomalies en Eu variables dans l'ensemble et ms peu prononcées ( proches de 1). Les
amphlbolites présentent de légères anomalies négatives tandis que les gneiss se caracrérisent par des
anomalies positives plus accentuées. Ces différences de comportement de l'Eu. des amphibolires aux
gneiss, indiquent des rôles variables du plagioclase d'un groupe à l'autre:
- Les teneurs en Th que nous avons mesurées sont relativement faibles dans les amphibclites (
moyenne 0,3) et sont proches des valeurs signalées dans les roches basaltiques.
Les
g n ei s s
présentent par contre un enrichissement en Th (Th > 1,5 ppm), souvent observé dans les roches
volcaniques calco-alcalines continentajes (Dupuy et Dostal, 1984; Marsh, 1987).
J. Les Isotopes.
Le complexe amphlbolito- gneiss a fait l'objet d'analyses isotopiques des systèmes Sm,lNd,
Pb/Pb el Rb/Sr. Les procédures analytiques et les Laboratoires d'analyses sont donnés dans le projet
de publication Dia al . joinf en annexe dans ce manuscrit.
L'évolution isotopique du système SmlNd des roches est marquées par:
des valeurs 143Ndl l 44Nd entre 0, 512104 et 0,.51216; des valeurs de ENd calculées à 2.2 Ga entre
+2,5 et + 4,6.
dans le système Pb/Pb • les valeurs du rapport 207Pb{204pb sont entre 14.960 et 15.260 et la
valeur du paramètre ....l est de 7.698925. pour des valeurs de 87SrJS6Nd initial de 0.7013.
Les contraintes isotopiques mentionnées cl-dessus indiquent clairement que l'association
métamorphique comportent des termes tholeiitiques et que la source des roches est mantellique.

---

-205-
Il.CARACTERISATION DE L'ENVIRONNEMENT GEOTECTONIQUE DU
PROTOLITHE DU COMPLEXE AMPHIBOLITO-GNEISS.
1. INTRODUCTION
La variation systématique des éléments de transition et des Terres rares avec le paramètre "mg
est assez caractéristiques des associations basaltiques et indique une origine "ortho" pour les roches ct
complexe métamorphique.en effet dans le cas de para amphibclites • ces différents élémenl
présenteraient d'après Leake (1964) des variations beaucoup plus limitées. Les hétérogénéité
compositionnelles et texturales caractéristiques de J'association , refléteraient un association mixte d
matériaux d'affinité géochimique différente.
L'apparition de microlitage dans les passées lenticulaires souligne la présence d'une ancienr
stratification du matériel; ce qui pourrait correspondre à la présence de matériel tufacé dans 1
séquence; alors que, la masse d'amphibolite massive, relativement homogène, correspondrait
d'anciennes métavolcanites.
Ceci permet de suggérer que le protolithe pourrait correspondre à un complexe de roche
basaltiques tholeütiques el de roches tufacées et/ou pyroclastiques de composition andésitique 1
d'affinité calco-alcaline.
z.Comparalsen des contraintes géochimiques du Complexe métamorphique avec
la
Série volcanique de Mako .
Les contraintes géochimiques relevées dans les termes du complexe métamorphique permerrer
d'assimiler ce complexe métamorphique à. une association bimcdale de roches tholéiitiques et caler
alcalines. Le protolithe des amphibolites et de ce fait comparable à. la série volcanique de Mako ,
laquelle elles sont associées dans le secteur.
Cependant les amphiboIites du complexe métamorphique ont des teneurs en Ti02 en moyenr
plus faibles que cènes des tholeütes de Mako. Elles se distinguent de celles des N.MORB à. teneurs (
TI02 à. plus élevées est ont une signature d'arc insulaire plus prononcées.
Les teneurs en 'à sont proches des valeurs chondritiques, tandis que l'y garde des teneu
faibles, ce qui se traduit par des rapports 'à{Y, Y/Nb plus élevés dans le complexe métamorphiqi
quedans la série volcanique.
Dans les diagrammes multi-éléments normalisés aux valeurs de Thompson ( fig.3C.22),
complexe amphibolito-gnelss se caractérise par des anomalies négatives bien marquées de Nb, Th, T
qui le distinguent fondamentalement de la série de mako.L'anomalie nene de Nb est un caractère rela'
à l'intervention de composante continentale, ceci nous permet de rapprocher le protolithe d.
amphibolites des roches tholéiiriques continentales (Dupuy et Dos[al,19S4; White et Parcherr, 198~

---

-206-
llXXl
- - a -
1001
•
8685
100
1002
D
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12lC
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t
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Ct
Sr
Nd
P
71
Sm
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Le caractère plus fractionné des terres rares dans le complexe métamorphique
est conforme à la nature de thoIéiites continentales.
Les valeurs ENd (l'=2200 Ma) positives et relativement basses sont les mêmes que celles de la
série de Mako à T=2150 Ma.Ces valeurs sont nettement plus faibles que celles des N.MORB et
seraient plutôt conformes à un environnement de type arc insulaire.
11 ressort de cette étude comparative que le protolithe du complexe métamorphique lors de sa
mise en place présentaient des caractères géechimiques et isotopiques très proches de ceux de Mako.Il
se rapproche de ce fait des tholéiites d'arc. mais se distinguent quelque peu de Mako par une signature
continentale plus prononcée. Cette différence refléterait une mise en place du protclithe dans un
environnement d'arc plus proche de la marge continentale que celui de Mako.
Ill. PETROGENESE DES ROCHES DU COMPLEXE AMPHIBOLITO-GNEISS.
Les caractères géochimiques et isotopiques des formations du complexe amphîbolito-gneiss
suggèrent une évolution à partir d'un magma issu de la fusion partielle d'une source mantellique. Les
fractionnement très faible des terres rares et le faible enrichissement en LREE dans les roches de ce
complexe, sont compatible avec un manteau lherzolirique pauvre en grenat, qui serait identique ou le
même que celui de la source de Mako. Les faibles valeurs de Nd supposent aussi un caractère appauvri
de ce manteau.
Dans le diagramme de corrélation LaN/ybN·YbN (fig.3C.23) les amphibolites, les tholéiites
de mako et les termes ultramafiques et mafiques du complexe lité s'étalent sur une même droite et ont
dans l'ensemble les mêmes valeurs de LaN/YbN pour une même valeur de YbN.

---

·20?-
8
La/Yb
f
6
sr-
Mako
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4
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·
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1
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• • . • V ~:
b
~'7. sr
0''' __': 4-~ .....
':::---~"'7';;'_'_'.
-~ -.
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0
3.5
4.0
Figure 3C.23.- diagramme de corrélations LaNlYbN-YbN des différent! complexes magmatiques ct
métamorphiques du secteur de Mako
Ces observations indiqueraient une même source magmatique pour les différents complexes.
Cependant le caractère relativement enrichi en LREE du complexe métamorphique situé à la base des
complexes nous oblige à évoquer la possibilité d'une contamination d'un liquide basaltique par des
éléments plus radiogéniques (terrigènes) comme l'ont déjà proposé dans le cas de la genèse des
magmas de rholéiites d'arc plusieurs auteurs (Perfit et al.,1980; Tamey et al;,1980; Dupuy et D05ra1,
1984; White et Pactcberr, 1984; Hawkins et Melchior, 1985). L'évolution du magmas se ferait par
cristallisation - hybridation à des pressions entre 8 et 10 Kbars.

---

-208-
IV. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS
Nous pouvons retenir à l'issu de ce chapitre sur la géochimie, la pétrogenèse et
l'environnement géodynamique des roches du complexe amphibolito-gneiss, les points essentiels
suivants:
1- Les amphibclitea qui constituent la base des formations protérozoïque inférieur de Makc,
tout comme la série volcanique de Mako ont des contraintes géochimiques qui leur conlèrent plus une
signature d'arc insulaire plutôtque de plancher océanique;
2-L'évolurlon des différents systèmes isotopiques étudiés confirme une mise en place dans un
contexte d'arc insulaire.Cependanl: l'un des problèmes importants dans l'étude de la géodynamique de
ce complexe hautement métamorphique. de mise en place légèrement plus précoce est de définir sa
signification.NDUS pouvons évoquer deux hypothèses possibles pour interpréter la signification de ce
complexe hautement métamorphique, de mise en place relativement plus précoce.
Les amphibolires représenteraient un segment distinct plus ancien, mis en place ultérieurement
(ors d'un écaillage postérieur à la mis en place de la série volcanique de Mako;
Les amphibohtes œnstimeraienr une croûte juvénile édifiée à un stade précoce de l'accrétion
crustale du Protérozoïque Inférieur vers 2200 Ma dans un environnement d'arc insulaire. Elle aurait
valeur de base de la croûte jrvénile d'âge Prolérozoïque Inférieur sur laqueUe se serail édifiée 1.1 série
volcanique de Mako.
Les données de terrain ne permettent pas d'être affirmatif, car les relations géométriques
directes entre le complexe métamorphique et la série volcanique de Mako ne sont observables.
Cependant nous pensons que la deuxième hypothèse est plus conforme aux contraintes géochimiques.
Dans ce cas , les amphiboliles constitueraient des fragments d'une croûte précoce non stabilisée mise
en place vers 2,2 Milliards d'année dans un contexte en distension.

---

PLANCHES
PHOTOGRAPHIQUES

---

PLANCHE 3.!
~ -
Amphibolite à aspect rubenné au N de Tonkotou. La foliation marquée par
les amphiboles est recoupée par les jus trondhjémitiques de haut de chambre du
complexe lité.
Niveau d'amphibolite plus massif et à aspect brechiquc.
Pegmatites dans les amphibolites rubannées, empruntant les plans de foliation
de l'amphibolite.

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---

·202·
PLANCHE 3.11
A,B·
Affleurement d'amphibolites "mlgmatttlques'' (Ech. 114 F).
Localisation: 4 km à l'Est du village de Sonfara,le long de la piste Sonfara-
Konkotou. Les amphibclites il structure rubannée sont envahies par des
injections trondhjémitiques issues des derniers liquides du complexe plutonique
lité de Sandikounda.
CoD -
Amphibolites rubannées : les injections trondhjémitiques sont recoupées par
une deuxième génération de microfilonners de matériau lcucocrate en plis
isoclinaux (C) ou de type ptymatitique de faible amplitude (D).

---

-204-
PLANCHE 3.lII
A -
Amphibolites de Tonkotou: les injections Jeucocrates en plis isoclinaux som
affectées par une phase de cisaillement N90E postérieure au plissement.
B,e -
Niveaux de hornblendites litées. Loc\\llisatjoo: 3 km à l'Est de l'affleurement
d'amphibolites de Sonfara SUI la piste Sonfara-TOnk.OlOU. Contrairement aux
amphibolitcs, le litage observé est magmatique.

---

---

-206-
PLANCHE 3.IV
A
Gneiss diorltlque très folié (Ech. 1(0). La foliation très nene est marquée par
des recristallisaricns d'amphiboles perpendiculairement à la foliation: injection de
microfilonnets leucocrates. La foliation est replissée par endroit antérieurement
aux microfilonncts qui ne sent pas affectés.
il
Gneiss tonalitique très folié (Ech. 104). La foliation est aussi replissée.
C
Détail d'un pli ptymatique observable dam. les amphibolires migmaririques de
Sonfaru.

---

---

-208-
PLANCHE 3.V
1,2,3 - CumuJats de gabbros "apinifiques" (Ech.l09) à litage textura] marqué de
la base (3):lu sommet de la séquence (1) par la réduction de la taille des
pyroxènes "Oikocrystiques''. La taille du rectangle est: 25 cm x 20 cm.

---

---

-210-
PLANCHE 3.VI
1,2,3 - Séquence de dior-ite à amphibole (Ech. 110).
1. Niveau fi.; de Ja séquence de diorite à amphibole et biotite. Fi.ons
aplopegmati.iques sécants sur le litage magmatique.
2. Panneaux de cisaillement dans les diorites à amphibole et biotite.
3. Cumulat feldspathique à gros plagioclases automorphes dans un
iruercumulus à amphibole.

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PLANCHE 3.VII
A,B -
Texture des diorites à amphibole et biutlte.
A. Détail d'un lit ferromagnésien: litage déterminé par l'orientation des
amphiboles.
B. Détail d'un lit clair (rrondhjcmiriquc) à oligoclusc ct quartz.
C,D -
Texture des gabbros aptnttlqces (Ech. 109)
C. Texture de curnulats à gros cristaux de pyroxènes "Oikocrysuoues".
D. Détail d'un pyroxène rypque de texture "Oikccrysuque" à inclusion de
bagueues de plagioclase.

---

---

·214·
PLANCHE 3.VIII
A -
Aspect mascroscopique des rnicrogabbros (Ech. 8623). On notera
l'important réseau de veinules à remplissage de chlorne + albite -t quartz mais
surtout la cristallisation d'amphiboles tardimagmatiqucs le long des veinules.
B·
Texture microgrenue porphyroïde avec présence de phénocristaux zonés et
maclés de clinopyroxène.
C -
Contact par bréchfflcation entre le complexe plutonique liré et le complexe
volcunoplutonique de Malo: brécbificaticn du basalte "amphibolitique" de
Malo par les diorites de Sandikounda (sud- est de Sandikounda ).

---

---

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PLANCHE 3.IX
A -
Pyroxénue: texture transformée. Pœciloblastes d'amphiboles {trémclitc,
pargasue) provenant de la déstabilisation des pyroxènes.
B '-
Mierogabbros. Présence de glomérules, avec association de pyroxène maclé et
zoré + amphibole maclé h1+ biotite.
C -
Pœcüobtastes d'amphiboles (pargasue) avec des reliques de pyroxènes.
D
wnertite.Phénocnstal d'olivine totalement déstabilisé en association anrigorite +
opaque ± olivine + épidoœ

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-219-
QUATRIEME PARTIE
LE COMPLEXE PLUTONIQUE
DE
LAMINIA-KAOUROU
PETROGRAPHIE
MINERALOGIE
GEOCHIMIE
PETROGENESE
MODELE DE MISE EN PLACE

---

-220-
CARTE DE ST~UCTURE
DU
COMPLEXE PLUTONIQUE LAMINIA-KAQUROU
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Complue plll!<>nlq". d. L."Jlolie _ ~
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CHAPITRE 1 : GENERALITES
Le complexe de Laminia-Kaourou affleure dans la partie nord du Massif de
Kakadian. Les différents granitoïdes qui le composent ont été rattachés au type
Baoulé par (Witschard, 1965 ; Basset, 1969) par analogie avec ceux déjà étudiés en
Côte d'Ivoire (Bodin, 1956).
L'ensemble du complexe est étiré dans le sens nord-sud sur plus de 40 kilo-
mètres suivant une bande de 10 kilomètres de large en moyenne. TI se poursuit vers le
Nord en territoire malien et vers le Sud en territoire sénégalais (fig.4.1). Cette direc-
tion d'allongement est conforme à une schistosité subméridienne (NS à N30° .?üE ),
parallèle à la structuration observée dans rencaissant n est limité à l'Ouest sur toute
son extension par le grand panneau de roches volcaniques de Konkotou et à l'Est par
les séquences volcano-sédimentaires de Yélimalo et le panneau volcanique de
Kodadian-Massakounda du complexe volcanoplutonique de Malo (chap.1I ) qui sert
d'encaissant au complexe de Laminia-Kaourou. L'étude des relations géométriques
entre les deux complexes révèle des contacts francs subverticaux marqués très sou-
vent par des intrusions et des bréchifications. 11 couvre approximativement 400 kilo-
mètres carrés de superficie et se répartit en deux massifs: le massif de Kaourou qui
représente la majeure partie du complexe et le massif de Laminia qui s'individualise
dans sa partie nord.
Dans son ensemble, le complexe présente une structure composite, associant
des corps gabbro-dioritiques (s.l.) très peu importants en volume dans des termes
plus acides à compositions tonalitique, granodioritique el granitique. Le complexe est
en majorité composé de granodiorires à grain moyen passant à l'intérieur du massif
de Kaourou à des monzogranites porphyroïdes à mégacristaux de feldspath potas-
sique (M.F.K.), de taille centimétrique pouvant atteindre, dans les zones de cisaille-
ment 7 centimètres. Les granodiorites présentent par endroits dans le massif de
Laminia, des faciès miarolitiques . Les phases minérales majeures exprimées SOnt
essentiellement des plagioclases généralement zonés et cumulatifs dans les termes
précoces du pôle basique, de la biotite et du quartz .Les minéraux accessoires
(sphène, apatite, magnétite et zircon, allanite ) sont très bien représentés.
Le complexe présente une très grande hétérogénéité marquée par la présence
de nombreux xénolithes microgrenus basiques en sepia, en panneaux ou en enclaves
décimétriques,représemanll'abauage du toit volcanique (roof-pendants). Les corps ba-
siques qui constituent de grandes entités som des cumulats gabbroïques, des diorires
et des tonalites (Dia, 1985, 1986 et 1987 ). Leur présence à été déjà signalée dans le
batholite de Kakadian (Bassot, 1963; Witschard, 1965; Blot, 1980; Dioh, 1986),
mais leurs relations géométriques et génétiques avec les fôrmanons plutoniques
acides associées, n'ont jamais été élucidées. Ce problème s'inscrit dans le cadre gé-
néral de l'étude de la signification des corps basiques et intermédiaires dans les asso-
ciations calco- alcalines (Lacroix,1898 ; Didier, 1964,1983 et 1987; Leterrier et
Debon, 1978; Orsini, 1980; Lameyre. 1980; Pons, 1982; Corcira et Orsini,1986).
Ainsi il a retenunotre attention et a fait l'objet d'une étude détaillée. Les conditions
paniculiéres d'affleurement au niveau du lit de la Falémé durant les périodes de sé-
cheresse 1984,1985 et 1986 ont permis de faire de nouvelles observations de terrain
qui ont permis de mieux appréhender les relations spatiales entre les corps pluto-
niques basiques, intennédîaires et acides. Ces corps plutoniques sont toujours im-
briqués et définissent des figures de mélange magmatique. Ces données de terrain,
associées à un faisceau d'arguments pétrographiques, géochimiques (éléments ma-
jeurs.en trace.terres rares et isotopiques), indiquent un continuum génétique (Dia,
1985; Dia er Rocci, 1986; Dia et a1.,1987) typique des suites calce-alcalines. Ainsi,

---

les fonnations acides sont à relier par filiation directe, aux formations gabbro-diori-
tiques par processus de cristafisaûon fraction- née à partir d'un magma basique sous
des conditions à forte pression partielle d'eau (pH20) proche de la pression totale
(Pt).
Sur le plan rectoniqu-, la distinction encre les deux massifs est surtout basée
sur le degré de déformation ..Ainsi, les faciès de Kaourou étaient interprétés comme
très déformés et donc syntecrmiques, alors que ceux du massif de Laminia, isotropes
(Wirschard, 1965) seraienr nectoniques (Bassot, 1963;Wirschard,1965). Nos ré-
sultats ne vont pas dans ce seris et suggèrent plutôt un complexe formé de deux
intrusions évoluant à des niveaux structuraux et dans des conditions cinématiques
différents. En effet aucune réformation à grande échelle n'a pu être mise en évi-
dence. Les témoins des phases de déformation se réduisent à des couloirs cisaillants
hectométriques, allongés dar., le sens d'étirement du massif. Ces zones de déforma-
rion ont des signatures variahes: ainsi s'échelonnent dans le complexe des structures
de déformation plastique et o-s structures témoignant de déformation cassante. Cette
dissymétrie dans la déforrnatcn se traduit sur le terrain par la présence de lentilles à
texture gneissique de type bl.stomylonitique au sein d'ensembles peu ou pas défor-
més. Ces différentes lentilles s'inscrivent à l'intérieur d'un couloir mylonitique
orienté N·S que nous dénonmons "couloir mylonitique de Léoba-Moussala
", Ce couloir de mylonite de direction générale NI60° est repris par endroits selon
une direction majeure N.4( parallèle à la schistosité
birirnienne définie dans
l'encaissant. Le couloir de deformation ductile affecte indifféremment toutes les for-
mations birimiennes du secteur sauf apparemment les filons de microgranites et de
rhyodacites. Des phases de tectonique cassante plus tardives,de direction principale
N.IIO à N.90 semblent affecer les mylonires. Ces zones de cisaillement som pani-
culièrement marquées dans le massif de Kaourou. Ce massif est fortement structuré à
l'intérieur et en bordure de ce couloir.alors que le resle du massif et celui de Laminia
sont très peu affectés par la p-ase paroxysmale de la déformation.
Très peu de datations géochronologiques ont été effectuées sur le complexe
et les autres formations affletrant dans le secteur.Les premières datations remontent
en 1980 (Blot,1980); mais les plus significatives ont été effectuées par Bassot et
Vachette (1984) sur I'ensemhe des granitoïdes de la boutonnière de Kédougou. Les
datations ont été faites sur rcche totale par méthode de Rb/Sr. Elles ont donné des
âges autour de 2195 MA {.-. des rapports Sfj très bas d'environ 0,702 pour des
échantillons de granodiorite: prélevés dans le massif de Kaourou (Bas sot, comm.
orale).
Le complexe plutonique de Laminia -Kaourou fait partie de l'ensemble des
granitoïdes "blrlmiens'' definis dans le craron Ouest-africain
(Bodin, 1951;
Arnould, 1961). Les granite ides concernés affleurent dans la partie orientale du
Sénégal au niveau de la boutonnière de Kaye-Kédougou sous forme de mul-
tiples intrusions: Massif de Fakadian, Massif de Tinkoto, Massif de Boboti, Massif
de Gamaye et Massif de Sare-a (Bassot, 1984 et 1987).

---

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CHAPITRE 2: STRUCTURE DU COMPLEXE.
A. LE MASSIF DE LAMINIA
1. PRESENTATION.
Le massif de Laminia est localisé dans la partie nord-est du complexe,à
l'intérieur du massif de Kaourou.n couvre environ 20 kilomètres carrés dans la partie
sénégalaise et se poursuit en territoire malien (carte géologique du Mali :1/200.000.
feuille de Kossanro, secteur de Dabaya). Dans le secteur étudié (partie sénégalaise),
il apparaît en forme elliptique à structure concentrique à concavité tournée vers
l'Est.Dans son ensemble, il présente une forme générale plus ou moins en fuseau à
grand axe N-S. Il est en conract au Nord, à l'Ouest et en partie au Sud avec les
roches du massif de Kaourou ; dans la seconde moitié sud, il intrude les formations
volcano-sédimentaires de Yélimalo appartenant au complexe de Mako (fig.4.])
Le massif a été considéré jusqu'à présent, comme homogène et constitué
d'un granite à biotite et amphibole; à structure équante et à composition banale de
granodiorite ( granite de type Diakali : Bassot, 1963; wirschard, 1965). Les travaux
récents de Dioh (1986) Je considérent comme composé de granites à mégacristaux de
feldspath potassique et granites sans mégacristaux de feldspath. Le massif de
Laminia est en réalité composite et forme une association de termes acides
(grancdiorites, monzogranites, adamellites) et de termes plus basiques de composi-
tion allant des cumulats gabbroïques aux tonalites (Dia, 1985; Dia ct Rocci, 1986 ;
Dia el al.,1987).
Les différentes unités acides et basiques ne s'organisent pas en structures
concentriques et zonées bien précises, comme dans la plupart des structures compo-
sires. L'unité basique (UB) est, pour J'essentiel, en position légèrement excentrée
vers la panie nord-est du massif;mais les différents termes som éparpillés dans les
roches de l'unité acide (UA). Les formations acides sont de plus en plus acides vers
le massif de Kaourou. Elles occupent plus de 80% des affleurements du massif et
sont à composition essentiellement granodioritique.
Les relations géométriques entre les différentes composantes de l'association
plutonique sont très variées et souvent très imbriquées. La plupart des contacts ob-
servés sur le terrain, entre formations plutoniques basiques ou entre formations plu-
toniques acides et basiques, se traduisent toujours et souvent très clairement en zones
de mélanges magmatiques. Ce phénomène de mélange se manifeste sur le terrain par
une diversité de figures magmatiques typiques des suites comagmatiques, cogéné-
tiques :facîès hybrides, enclaves doubles, enclaves de reprise, contacts en choux-
fleur, bordures figées. schlierens et brèches magma tiques (Dia, 1985). La figure
4.2,présente quelques exemples de figures magmatiques observées dans le massif de
Laminia. A coté de ces figures situées entre formations plutoniques différentes,
s'observent de nombreuses enclaves de forme, de taille et de nature variables, allant
des enclaves homogènes,
microgrenues, sombres de type basique (Didier
1964,1973) aux xénolithes mélanocrates de l'encaissant volcanique (roof-pendants).
ces enclaves sont disséminées dans tout le massif, mais sont plus fréquentes dans les
faciès de granodiorite à biotite et amphibole et de bordure, dans lesquels dies forment
très souvent de véritables "essaims". Ces essaims sont caractérisés par une associa-
tion d'enclaves de formes et de taille contrastées: les unes sont en forme de fuseau
très étiré à rapports d'élongation r"'= (l/L ) variant de 0,2 à 0,1 ou en amas diffus à
contours erénelés ou en sepra subarrondis décimétriques en chcux-Ilear; les autres
sont par contre anguleuses à limites tranchées, souvent éclatées veinées ou bréchi-

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Figu.re.4.2
DétaU)des rapports géométriques entre différents faciès du Complexe Plutonique
Laminia-Kaourou dans la zone de bréches magmatiques localisée au SE du secteur.
l rmëtavolcantses de Mako, 2= faciès dioritiques (UB), 3= leucogranodiorites, 4;;:::
granodiorites à biotite et amphibole, 5= gabbros à amphibole Nous constatons deux
types de contact: d'une part, des contacts francs et nets métavolcanites-roches
plutoniques, traduisant une disharmonie thermique entre les deux types de roches
en contact, d'autre part, des contacts mous entre faciès plutoniques indiquant le
cogénétisme entre les différents faciès.

---

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fiées par le matériau-hôte. En plus de ces hétérocrénéités, il est courant d'observer
fréquemment des brêches magmatiques associant ies deux rypes d'enclave dans des
matériaux - hôtes différents. Cette diversité d'aspects des enclaves traduit des ré-
ponses différentes à la déformation de mise en place zl'émulsions ,magmatiques. pour
des matériaux de compétence et de cristallinné proches ou différentes de celles du
magma en voie de cristallisation.
Les relations structurales du massif avec l'encaissant volcanique (série de
Mako) ne sont pas toujours très nettes. L'étude des structures internes a cependant
permis de constater qu'il est étiré selon une direction majeure méridienne et que les
différentes structures s'organisent parallèlement aux directions birimiennes (NS à
N40) définies dans l'encaissant, et sont redressées au contact. Le caractère intrusif
du massif dans la série de Mako (Basset, 1963; witschard, 1965; Korj et Kniajev,
1973; Debat et al., 1984; Dia, 1985; Ngom, 1985; Dioh, 1986) ne fait aucun doute,
Les faciès de la zone marginale lancent des apophyses dans l'encaissant, déterminant
ainsi de belles structures agmatitiques.
Sur le plan tectonique,les déformations de type plastique introduisant une
anisotropie cataclastique s'observent très rarement à l'intérieur du massif. Cependant,
les structures magmatiques liées à la mise en place du massif sont souvent bien
soulignées par les nombreux marqueurs magmatiques (minéraux plats, enclaves,
joints primaires).
Le contact avec le massif de Kaourou est jalonné par une série de brêches
magmatiques, à éléments de nature et de forme variées.prise en "sandwich" entre les
deux massifs (photos B.PL.4I). Le contrôle tectonique des phases diastrophiques
aboutit à des signatures différentes, suivant les brêches magmatiques. En effet, les
éléments constitutifs de ces brèches som de nature diverse et à compétence variable.
Au plan pétrographique, le passage d'un massif à l'autre est marqué par des
faciès de transition et des contacts toujours sinueux et en doigts de gants qui souli- .
gnent tes interpénétrations entre les deux massifs. La géométrie des structures mag-
matiques primaires, enregistrées lors de l'histoire magmatique dans les deux massifs,
montre une accordance de structure.
Ces caractères suggèrent que les deux massifs sont subcontemporains et à
mise en place synchrone.
IL CARACTERES PETROGRAPHIQUES ET TYPOLOGIE
L CARACTERES PETROGRAPHIQUES
1.1.
L'UNITE ACIDE (UA).
L'unité acide consthue la majeur partie des affleurements du massif. Elle est
composée de termes pétrographiques de composirion granodioririque, à tendance
adamellitique dans les termes les plus évolués. A l'affleurement nous avons distingué
aisément par leur couleur, leur granulométrie et leur composition quarre faciès: des
granodiorites à biotite et amphibole (gd.ba), des leucogranodlorites à biotite (lgd.b),
des granodiorites à miaroles (gd.mi) et des adarœllires (ad). La répartition de ces fa-
ciès dans le massif n'est pas rigoureuse ear, différents faciès successifs sont très
SOuvent pris dans une même souct.ure magmatique. Les leucogranodlorites som si-
tuées en bordure ~t consutue le faciès de transition au contact du monzogranite por-
phyroïde du massif de Kaourou.

---

-226-
1
l.U.
Les granodlorttes à biotite el amphibole (gd.ba)
1.1.1.a. caractères macroscopiques.
,-
Les
-
granodiorites à biotite el amphibole constituent le faciès le plus commun
avec 50 à 60% de la totalité des affleurements. Elles sont en position interne dans le
rrussif.ll s'agit d'une roche de teinte claire, blanc à gris, mouchetée d'aiguilles de
biotite et d'amphibole, devenant plus ou moins rosée à l'altération. Elles sont à grain
troyen à gros (2 à 5 mm) et présentent une minéralogie banale à quartz, feldspaths et
biotite associée à des aiguilles d'amphibole. Les feldspaths sont essentiellement des
plagioclases blancs laiteux en tablettes automorphes pouvant atteindre 5mm de taille;
le feldspath potassique de teinte rose est très disparate dans la roche et très peu
abondant. Les granodiorites ne sont normalement pas porphyroïdes: les feldspaths
alcalins Existent toujours, m'ais sont en cristaux xénomorphes ne dépassant jamais
plrs de 2 mm.
Les ferromagnésiens peuvent se concentrer en trainées centimétriques à dé-
ci::nétriques diffuses(schlierens), donnant un aspect sombre à la roche. lis y détenni-
fient aussi une fabrique planaire. La composition qualitative est constante.les seules
variations notables se situent dans des proportions relatives des diverses phases mi-
nérales. en particulier de celles du stock ferromagnésien ;en effet, suivant que la gra-
ncdiorite est en eontact avec des faciès basiques ou des faciès acides, les teneurs
passent respectivement de 20 à 25% à 10 à 15 %.
l.l.l.b. Caractères microscopiques et texturaux.
Les granodiorites à biotite et amphibole présentent une texture grenue à ten-
denee microgrenue à phénocristaux de plagioclase. En se déplaçant vers le faciès de
bordure, la texture acquiert une tendance rnonzonitique, dans laquelle les feldspaths
alcalins xénomorphes tendent à mouler les plagioclases (photo]. PL. 4. III.).
Les minéraux cardinaux sont représentés par les plagioclases, la biotite,
l'amphibole et le feldspath alcalin.
Les plagioclases: ils sont en prismes trapus à sections rec-
tangulaires, aplaties selon (010) et allongées selon leur axe c. Cette
disposition plus ou moins parallèle aux axes d'allongement des am-
phiboles confère à la roche une fabrique magmatique. Les plagio-
clases sont toujours automorphes et souvent maclés albite ct
Carlsbad et parfois péricline. Les cristaux sont altérés au coeur avec
cristallisation de muscovite de quartz et parfois d'épidote. Ils sont
optiquement zonés avant altération, mais l'ampleur de l'altération
n'est jamais élevée. Elle varie du coeur vers la bordure en An35 à
An30. Les plagioclases zonés peuvent s'associer en syncu-
sis(Vance, 1969), par 2 à 3 individus (photo 3., PL.4.I1l). Ils
constituent la phase minérale majeure avec 35 à 45 % de la roche.
La biotite: elle est automorphe et fortement plëocbrorque ; les
teintes varient du brun foncé au jaune. Elle est légèrement chloritisée
et celle chloritisation s'accompagne d'exsuda rions d'oxydes de fer
sur le pourtour du minéral.Les lamelles de biotite sont très souvent
groupées en plusieurs individus à sections parallèles à (001) ct
associées avec des amphiboles. Elles contiennent souvent en inclu-
sions des aiguilles d'apatite el de granules de zircon. Le pourcentage
de biotite dans la roche ne dépasse jamais 15 'le.
L'amphibole: elle est de type hornblende fortement pléo-
chroïque, du jaune pâle au brun verdâtre. Elle se présente en sec-

---

lions allongées automorphes à subauromorphes. Les sections obser-
vées ne présentent pas de zonation; par contre la maele (l00 ) est
fréquente, L'angle d'extinction Ngoc est faible (entre 18 et 20° j.Les
sections allongées de l'amphibole sont souvent groupées en "nids"
ou associées à de la biotite. Elles présentent souvent des réactions
avec le liquide pour donner de la biotite en couronne ou en tache
(photo
PL.) ou se déstabilisent en un assemblage sphène +
magnétite + biotite + quartz. L'amphibole peUt se rencontrer éga-
lement en inclusions dans les feldspaths alcalins sous forme de petits
cristaux automorphes. Elle contient également des inclusions
d'aparite et d'opaques. L'amphibole est moins bien représentée que
la biotite; son pourcentage varie de 5 à la %.
Le feldspath potassique: dans le faciès de granodiorite à
biotite ct amphibole, il n'est qu'exceptionnellement en grands cris-
taux (Zmm). Il est généralement en petits cristaux xéoornorphes à
subautomorphes (3001là 4OO1l ). Les cristaux sont rarement maclés
Carlsbad et présentent toujours le quadrillage caractéristique du mi-
croclîne. Vers le faciès de bordure, commencent à apparaître des
phénocristaux subautomorphes à contours emboîtés, dont la taille
varie de 2 à 3 mm. Ces macrocristaux som par contre fréquemment
maclés Carlsbad Ct présentent des perthires en fuseau ou en tâches.
Le contact des feldspaths alcalins avec les autres minéraux est tou-
jours irrégulier sauf avec le quartz avec lequel il esr subautornorphe
à automorphe.Les myrmékites sont rarement observées au contacts
des plagioclases dans le cas de la granodicrite typique; toutefois elles
deviennenr plus fréquentes avec les macrocristaux de feldspath alca-
lins. Ces derniers quand ils apparaissent, sont toujours poecili-
tiques.
Les inclusions, constituées de biotite, d'amphibole. de
plagioclase sont dans la zone corticale et souvent en disposiricn pa-
rallèle aux faces (photo
PL ). Cet habitus des macrocristaux est
symptomatique d'une cristallisation en milieu magmatique.
Les feldspaths alcalins constituent avec le quarrz les der-
nières phases cristallisées. Leur pourcentage varie de 5 à 15% vers
la bordure.
Le quartz: il est le plus souvent en plages polycristallines xë-
nomorphcs, fonnées de grains globuleux de taille variable entre (0.5
et 2 mm ) ou en inclusions subautomorphes dans les amphiboles.
C'est un constituant important de la roche (20 à 30 %), mais de
cristallisation tardive car il corrode tous les autres minéraux.
Les minéraux accessoires: ils sont bien représentés dans
la roche avec plus de 5 % ~ volume de la roche.
Le sphène très Iréquent.est soit en grands cristaux auto-
morphes soit en guirlandes agglutinées autour des amphiboles ou
autour des Ilménitcs qui sont toujours transformées en sphêne T
magnétite.
Le zircon: il est en grains subarrcndis, zonés et à bordure
pléochroîque. Il est en inclusions dans les lamelles de biotite asso-
ciées à des prismes trapus d'apatire.

---

-228-
Les minéraux opaques sont en granules de quelques mi-
crons dans les ferromagnésiens et dans la pâte; il s'agit presque
toujours de magnétite; l'observation en lumière réfléchie de surfaces
polies montre cependant la présence d'ilménite en flammèches dans
les élémentscubiques de magnétite.
1.1.2. Les leucogranodiorites à biotite (Igd.b)
1.1.2.a. Caractères macroscopiques.
Ce faciès est situé en bordure du massif. Il apparaît en clair à l'affleurement
et sous L'aspect hétérogranulaire à grain moyen à fin (de 2 à 5 mm ). Il devient por-
phyroïde au contact du massif de Kaourou avec l'apparition de gros cristaux roses
subautomorphes de feldspath alcalin (de 1 à 2 cm).
La roche est légèrement affectée par une déformation plastique. L'anisotropie
planaire, mieux exprimée, est soulignée par l'orientation moyenne des directions de
plans de macle des mégacristaux de feldspath alcalin. Cette génération de feldspath
susceptible d'être prise comme traceurs magmatiques, est constituée par des miné-
raux de taille moyenne comme ceux déjà observés dans les granodiorites à biotite et
amphibole et dont l'origine primaire ne fait aucun doute.
La direction des plans de fluidalité magmatique (PFM) l'anisotropie mesurée
est identique à celle obtenue à partir des autres minéraux plats. FJle varie de N170 à
N20 et à pendage subvertical vers l'Est. Les plagioclases toujours tres abondants
sont en tablettes automorphes blanchâtres (de 0,5 à 1 cm). La biotite millimétrique est
répartie de manière homogène; et elle est rarement groupée en Il nids "; ceci donne à
la roche un aspect plus leucocrate.
Le faciès de bordure forme une bande plus ou moins continue, légèrement
concentrique et à largeur variable. Il est hétérogène et renferme des panneaux: de mé-
tavolcanires el de gabbros, débités en enclaves dans lesquels ils envoient de nom-
breux filon nets. A l'intérieur des leucogranodiorites on observe crès souvent des
amas à contours diffus de matériel mésocrate à composition dioritique. Ce matériel
présente par endroits une structure particulière de type trempe, marquée par une dis-
position en gerbe des amphiboles dans une masse quartzofeldspathique. Les masses
plus basiques appartiennent à l'unité basique du même massif. Elles se retrouvent
vers le contact débitées en essaims d'enclaves subarrondies de petite taille dépassant
rarement 20 cm. De l'intérieur du massif vers le contact, on passe insensiblement
aux faciès du massif de Kaourou par l' intermédiaire des leucogranodiorires de bor-
dure, qUÎ jouent ici le rôle de faciès de zone "tampon'tentre les deux massifs.
1.1.2.b. Caractères mlcroscopiques et texturaux.
La texture est grenue porphyrique à tendance monzonirique, à plagioclases
automorphes moulés par de grands cristaux de feldspaths alcalins (0.5 à 1.2 cm ).
Les feldspaths alcalins sont xénomorphes et en faible proportion de 10 à 15 % du
volume total de la roche. Le quartz en forte propcnion (30 à 35 %) forme des plages
polycristallines.La biotite est en individus automorphes très pléochroïques légèrement
chloritisés et en lamelles diffuses au centre des rares amphiboles. Les rapports biotite!
amphibole augmentent par rapport à ceux de la granodiorite à biotite et amphibole.
Les plagioclases : ils sont en cristaux automorphes
maclés Carlsbad et albite. Ils sont largement séricitisés au coeur
en petites paillettes de muscovite (30 à 40jl). Les individus
sont toujours zonés, mais les associations en syneusis som
moins fréquentes que dans les granodiorites et en particulier

---

\\
pour les rennes porphyroïdes. Les plagioclases sont oligocla-
siques (An20-An25), mais ils deviennent plus albitiques dans
la zone de contact.
La biotite: elle se présente en individus souvent iso-
lés. fortement pïéochrcrques : du brun foncé (Ng) au jaune
beige (Np). Les lamelles isolées ont subi un début de chloriti-
sation marqué par la présence de fines tâches verdâtres le long
des clivages. La biotite est essentiellement primaire dans la
roche; mais elle se présente aussi comme produit de la réaction
amphibole - liquide que nous avions déjà observée dans les
granodiorites à biotite et amphibole. Les inclusions de zircon et
d'apatite sont assez fréquentes dans la biotite.
L'amphibole : elle est en prismes automorphes à
subautomorphes fortement pléochrolques du brun-ven à jaune
verdâtre. Elle est souvent maclée suivant (010). Elle est dissé-
minée dans la roche ou rarement associée aux lamelles de bio-
tite. L'amphibole de type hornblende velte présente parfois des
rraces de déstabilisation.soit sous forme d'associations sym-
plectiques de chlorite + sphène + magnétite, soit sous forme de
biotite secondaire en tâches au coeur ou en petite frange à la
périphérie de l'amphibole.
Le feldspath alcalin: il forme des plages interstitielles
xénomorphes, à subautomorphes au COntact du quartz. Il est
maclé Carlsbad et présente un quadrillage continu caractéris-
tique du microcline. Il existe deux générations de feldspath al-
calin, avec d'une part, des cristaux subautomorphes de taille
moyenne de 3mm toujours quadrillés et d'autre part. des macro
phénocristaux subautomorphes et à contours emboités pouvant
atteindre Icm de raille. Les macrophénocristaux sont générale-
ment quadriUés, mais presentent parfois des perthites en taches
marquées par des liserés d'albite de démixicn, ou une albitisa-
tion partielle du microcline par remplacement de celui-ci par de
l'albite secondaire finement maclé en échiquier. Ce phénomène
demeure toujours discret, sous forme de tâches isolées ou de
veinules anastomosées. Les mégacristaux de feldspath alcalin
sont toujours poecilitiques avec en inclusions des plagioclases
automorphes à figures de résorption (photos A.B. PL.4.Vlll)
et des biotites en fines lamelles. Les inclusions ne montrent pas
de répartition particulière dans le feldspath. Au contact du pla-
gioclase, il a tendance à le mouler et leur contact est marqué soit
par une fine frange albitique soit par le développement de myr-
mékires de l'oligoclase vers le microcline.
Le quartz: il est en plages intersticielles polycristal-
lines, xénomorphes, à éléments de petite taille (de 200 ~ à
300~ ). Il révèle parfois des indices de contrecoups de défor-
mation plastique discrète, par son extinction ondulante et son
habitus polycristallin en "mortier" indiquant une recristallisation
protoclastique. Ces indices s'observent au contact direct du
massif de Kaourou et s'accompagnent d'une légère déforma-
tion des biotites en lanières. Cependant, les feldspaths alcalins
en rnégacrisraux ne révèlent aucune trace notable de déforma-
tion.

---

1. 1.3- Les grancdicr ites à miaroles (gd.ml ).
1.1.3.1. Caractères macroscopiques.
Les granodiorites à miarcles affleurent à 500 mètres au SSW du village de
Laminia. Elles sont local:sées en plages diffuses hectométriques à l'intérieur des gra-
nodlorites à biotites grancdiorite à biotite et amphibole. Elles couvrent une superficie
d'environ 2 kilomètres carrés (fig.4.3). Ces granodiorites se distinguent des autres
par leur structure miarottique caractérisée par la présence de nombreuses druses à
remplissage de quartz, par leur aspect leucocrate, par l'absence de mégacristaux de
feldspath potassique.
A l'affleurement, on est surtout frappé par la présence d'un important réseau
de filons aplo-pegmatiric.res. Les rapports avec la granodiorite environnante se rra-
duisent de multiples façor.s :
-la granodiorite È biotite et amphibole est disloquée en enclaves anguleuses
métriques à décamétriques et dispersée à l'intérieur du faciès à miaroles. Le contact
entre ces enclaves dc " reprise" (Dia, 1985) et la roche-hôte (faciès à miaroles) est
franc et sans bordure figée ;
-Ics limites de l'a.fleuremem sont marquées par une bréchification de la gra~
nodiorite par le faciès à rr.:aroles sous forme d'apophyses centimétriques.
1.1.3.2. Caracteres mtercscoplques et texturaux,
Les granodiorites i miaroles som caractérisées par une texture isogranulaire à
grain fin ou grossier, de .aille allant de 0,5 à 1 mm. Elles deviennent légèrement
porphyroïdes dans la ZOTe de contact avee la granodiorite environnante, avec le
développement de grands cristaux de plagioclases très albitiques (An 10-15), pouvant
atteindre 5 centimètres de taille. Au contact des filons felsitiques aplo-pegmaritiques,
leur texture est légèremen: aplitique. Les variations texturales observées influencent
très peu la composition modale qui reste très proche de celle de la leucogranodiorite à
grain moyen étudiée plus aaut. Elles en différent par une légère augmentation de la
teneur en quanz.qui passe en moyenne à 35% contre 30% et par une baisse de celle
dcs ferromagnésiens repré-entés essentiellement dans les faciès à miaroles par la bio-
tire (5 %).
Les plagjcclases: ils som toujours en cristaux automorphes,
zonés et généralement associés en syneusis, Le coeur des cristaux
est largement séricitisé et entouré d'une bordure très sodique
(AnI5). Au contact des feldspaths alcalins, il se développe parfois
des myrmékites.rrais pas d'une façon aussi fréquente que dans les
autres faciès grancdioritiques.
La biotite : elle se présente en individus isolés en lattes de 0,5
à l millimètre. EUe est crès réfringente, avec un pléochroïsme intense
(Ng : brun foncé à noir, Np : jaune à beige). Elle est toujours
d'origine primaire et ne s'observe plus par réaction de l'amphibole
avec le liquide. Les sections parallèles à (001) renferment en inclu-
sions des baguettes d'apatite, allongées parallèlement aux clivages et
des granules de zircon à bordure pléochroïque caractéristiques. La
chloritisation est tres peu poussée et se réduit à quelques traces en
flammèches dans les faciès à tendance aplirique.

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Figure 4.3
Evolution des coefficients de distribution Kd Min-Liq des lanthanides dans les
différentes/hases minérales cristallisant dans un liquide basaltique pour T= 1200°,
f02= JO-l ,PH20 = 1 Atm. MUS noterons le rôle du grenat (Ga) qui se traduit par
un accroissement du. fractionnement des HREE

---

1
L'amphibole: elle est très peu représentée et son pourcentage
n'excède pas 2 %. Elle est maclée (macle 110) et pléochroïque du
ven au jaune. Elle est toujours associée à la biotite.
Le feldspath potassique: il présente toujours un habitus en
cristaux subautomorphes de taille moyenne (2 à 3mm). On le ren-
contre essentiellement avec les macles quadrillées du microcline, in-
terrompues parfois par des tâches éparses d'albite. Les figures réac-
tionnelles de myrmékites sont rares au contact des plagioclases. Les
inclusions sont rares et sont presque toujours des cristaux auto-
morphes de plagioclase quand elles existent.
Le quartz: il est en amas polycristallins dom la taille des
grains est variable (de Q,Smm à 3mm). 11 est de cristallisation tardive
et corrode tous les autres minéraux
Les minéraux accessoires sont les mêmes que ceux des
autres granodiorites du massif ;mais avec une plus grande fréquence
de cristaux d'apatite et de sphène.
1.1.4. Les adamellites.
Les adamellites se définissent comme des roches à composition de monze-
granite leucocrate (Hatch, 1983~ Bareman, 1983). Elles sont de teinte claire et de
grain moyen à fin. Dans le massif de Laminia, les faciès adamellitiques Ont une ré-
partition et une extension limitées. Elles affleurent essentiellement dans le lit de la
Falémé au NE du village de Laminia sous forme de joints magmatiques de puissance
hectométrique (photo APL.3.4I). Ces joints recoupent par endroits les granodiorites
et par fois les corps basiques. Leurs directions d'allongement restent toujours cal-
quées sur celles de la fluidalité magmatique exprimée par l'encaissant grancdiori-
tique. Enes sont parallèles ou orthogonales à la fluidalité magmatique du massif.
Les faciès adamellitiques se poursuivent au Nord de l'affleurement et se re-
trouvent à cheval dans les monzogranires porphyroïdes à mégacristaux de feldspath
potassique du massif de Kaourou, avec les mêmes caractéristiques structurales.
Les adamellites présentent de grandes hétérogénéités déterminant par endroit
des figures agmatitiques (photo C. PLA!): enclaves mélanocrates microgrenues, en-
claves dioritiques à bordure en choux- fleur et cnclavcs . doubles à faciès hybrides.
1.1.4.1. Caractères macroscopiques.
Les adameUites se caractérisent par leur texture franchement microgrenue à
felsitique. La teinte rosé- clair traduit J'absence presque totale de ferromagnésiens et
est accentuée par l'augmentation de la phase felsitique.
1.1.4.2. Caractères microscopiques.
La texture est finement grenue (0,1 à 0,3 mm). Les minéraux felsitiques som
subautomorphes et en proportion très élevée avec l'augmentation du quartz (40 à 50
% ) et des feldspaths. Le feldspath alcalin est maclé carlsbad et est perthitique (25 à
30 %). Les plagioclases (30 à 35%) som de type oligoclase (AnI5-An20), zonés et
fréquemment associés en syneusis. Les ferromagnésiens som essentiellement de la
biotite et quelques rares amphiboles à l'état de trace. La biotite se présente en fines
lamelles pléochroïques du brun au jaune. Les minéraux accessoires sont de l'apatire
dans les lamelles de biotite et des cristaux automorphes de sphène à inclusion
d'apatite.

---

\\'omo
\\ \\
1.1.5 . Le complexe filonien.
Il est constitué par un ensemble de filons et de dykes de nature diverse:
aplires.pegrnatites, quartz et rhyodacites. Ces divers éléments magmatiques recou-
pent lOLS les autres faciès. Certains se retrouvent dans les formations plutoniques du
massif et dans l'encaissant volcanique, tandis que d'autres sont localisés uniquement
à J'intérieur du massif.Les rapports géométriques entre ces éléments et les roches-
hôtes, de même que leur répartition dans l'affleurement, montrent une grande diver-
sité de rature et d'extension. Les données de terrain permettent de distinguer dans
ces élérr.ents deux générations de joints par leur localisation et leurs caractères struc-
turaux ::~S joints magmatiques et les joints tardifs.
1.1.5.1. Les joints magmatiques
Nous les définissons comme des remplissages de matériaux leucocrates sui-
vant des plans imposés par les contraintes de déformation magmatique de mise en
place dans un matériau encore visqueux. Ces types de joint sont donc, génétiquement
et strucruralement, liés au matériau- hôte par une même phase magmatique et par
l'intermédiaire de liquides magmatiques de composition inrermédiaire. lis correspon-
dent à œs filons primaires au sens de ~_(!2.37) ou à des joints primaires de type
longitudinal ou transversal d'après Marre (1982) et Pons (1982). Ils constituent dans
l'analyse de la structure du massif de bons marqueurs des directions d'écoulement du
magma au moment de sa mise en place, au même titre que les minéraux marqueurs
(feldspath, biotite et amphibole). Ils sont donc des témoins de déformation non pé-
nétrative liée à l'histoire structurale fini-magmatique. Ils peuvent matérialiser les
traces ce l'histoire tardi-magmatique ou les phases précoces postmagmatiques
(Bouchez et al., 1981).
Dans le massif de Laminia, les joints magmatiques sont représentés par des
filons d'adamellite et des filons aplopegmatitiques.
1.1.5.2. Les joints tardifs.
Ils forment un réseau filonien de quartz et de roches rhyodacitiques. Ces fi-
lons son très tardifs par rapport aux formations étudiées et sont liés à des phases
postmagmatiques. Ils recoupent la structuration méridienne du massif, suivant des
directions multiples dont les directions dominantes sont N40, NIlO et NI60. lis
sont à rattacher à des phases diastrophiques tardives ayant joué postérieurement aux
zones dr couloir mylonitique de " Léoba-Moussala ".
Dans le massif de Laminia, ces types de joint sont très peu représentés et se
réduisen: à quelques filonnets centimétriques.
2. L'UNITE BASIQUE (UB)
L'unité basique est très localisée et affleure essentiellement dans la partie
nord-es! du massif, à 300 mètres du village de Laminia dans le lit de la Falémé. Elle
se trouve aussi sous forme de septa hectométriques à décamétnques, disséminés à
l'intérieu du faciès de bordure. Ces septa s'observent en paniculier en deux affleu-
rements: au Nord - Ouest du massif SUI la route Laminia- Kaourou et à 2 kilomètres
au Sud-Est de Laminia sur la piste Laminia -Yélimalo. Dans ces affieurements, les
corps basiques sont pris dans des structures de brèches magmatiques.
L'unité basique s'étale sur environ 1,5 kilomètre carré et constitue les 20%
de l'ensemble des affleurements du massif.Elle forme un ensemble divers de corps
plutoniques basiques et intermédiaires, à l'intérieur des formations granodioritiques
du massif. Ces corps basiques s'expliquent en terme de précurseurs basiques

---

: 1/
-234-
!'
'l..
dans J'association acide-basique. Cette diversité de faciès se traduit par l'association
de termes pétrographiques sombres mafiques et de termes mésocrates essentiellement
plagioclasiques. Leurs relations géométriques s'expriment toujours en figures de
mélanges magmatiques,déterminant des faciès hybrides. Les divers aspects des
contacts sont marqués par des sinuosités de formes et de longueurs d'onde variables
typiques des digttarions visqueuses (EIder, 1970; Pons,1982 ; Daccord et
Nitman,1986 ).
Ces structures de type fractal (Mandelbrot,1975 ) som caractéristiques de
mélanges magmatiques dans une association et sont souvent décrites dans les com-
plexes plutoniques calco-alcalins(Pons,1982 ; Orsini. 1979 ; Snake et al, 1981;
Rossi, 1986). Elles témoignent d'un faible contraste de viscosité des éléments des
"injections composites". Elles semblent constituer un argument en faveur d'une mise
en place plus ou moins synchrone des termes de l'association.
En dehors de cette diversité des faciès basiques.on observe dans ces affleu-
rements la présence d'enclaves basiques sombres de nature basaltique à aspect forte-
ment recristallisé. Ces enclaves sont de formes anguleuses el de contours marqués
par la présence de bordure figée. Les photos A,B,C,D de la planche 4.1, montrent
quelques exemples de structures de mélange magmatique observées dans les diffé-
rents affleurements.
Dans l'unité basique se retrouvent également les divers joints magmatiques
signalés dans les formations acides, mais toutefois en réseau moins dense.
2.1. Caractères pétrographiques.
Les nombreuses imbrications entre les différents faciès, caractérisées par la
présence de plusieurs faciès hybrides rendent hasardeuse toute tentative pour
inventorier
les termes de l'unité. Nous les avons ainsi regroupés par leurs
caractéristiques minéralogique, compositionnelle et texturale en 3 faciès typiques:
gabbros à amphibole, diorites et tonalites.
2.1.1. Les gabbros à amphiboles
Les gabbros à amphiboles se rencontrent rrès fréquemment à l'intérieur du
complexe de Laminia aussi bien dans le massif de Kaourou que dans le massif de
Laminia. Ils sont particulièrement développés dans ce dernier et leurs liaisons géné-
tiques avec les autres faciès basiques semblent très probables. Ils se présentent en
petits massifs hectométriques, associés à des xénolithes de métabasaltes dans les
zones de brèches magmatiques situées au COntact des deux massifs. Les gabbros
forment de beaux: affieuremenrs localisés:
- à l'entrée du village de Laminia à 100 mètres à l'Est de la piste Léoba-
Laminia; ils s'étalent sur environ 1,5 hectomètres carrés selon une direction NS à
l'intérieur des leucogranodiorites à biotite et parallèlement au contact des deux mas-
sifs ;
- à la limiLe sud-est du massif avec les formations volcanosédimentaires de
Yélimalo (série de Mako); l'affleurement est à 2 kilomètres au SE de Laminia sur la
piste Laminia- Y élimalo : les gabbros y sont bréchifiés par les granodiorites Ou im-
pliqués dans des brèches magmatiques composites.
Les gabbros présentent deux faciès bien définis: des mésocumulars de gab-
bros à amphibole et des leucogabbros.
Les rapports géométriques et chronologiques avec les formations plutoniques
environnantes, ne sont pas toujours observables. Lorsqu'ils peuvent l'être, ils se rra-
'.

---

\\ 1 \\
Il \\23<
duisent par des "injections composites "et des contours francs et à bordure figée. Les
gabbros reprennent par endroit en enclaves. des septa de roches volcaniques de
l'encaissant .
2.1.1.1. Les curnulats
de gabbros
2.1,1.1 a. Caractères macroscopiques.
Les cumulais gabbroïques constituent le faciès le plus fréquent. A
l'affleurement, ils rappellent certaines formations plutoniques ce la base du complexe
de séries litées de Sandikounda, en particulier les wernlites plagifères. Leur rattache-
ment au complexe plutonique de Laminia n'est pas absolument évident.cependant la
minéralogie et la géochimie, donnent des arguments en faveur de leur rattachement
comme termes précoces du complexe de Laminia. lis s'identifient facilement des
autres faciès grâce à leur couleur sombre à noire. lis som formés de gros cristaux
rectangulaires d'amphibole poecilitique de 0,5 à 2 cm dans une matrice quartzofeld-
spathique rose plus ou moins abondant.
Les changements notables dans ces gabbros sont d'ordre texturai. Elles se
traduisent par une variation de la taille du grain et par l'importance de la phase inter-
cumulus.Les échantillons (84.22D) et (86.121.2) en constituent deux variétés.
Aucun litage magmatique n'est discernable; on n'observe que les variations
texnirales et compositionnelles évoquées plus haut et qui pourraient être assimilées à
un litage compositionnel, mais toutefois différent du litage magmatique rythmique
caractéristique des intrusions stratifcrmes (Snake et al., 1981). en particulier de celui
défini dans le complexe de Sandikounda. - - -
.
2.1.1.1 b. Caractères microscopiques et texturaux
La texture est toujours cumulative et varie du type mésccumulat (Ech.121 )
au type hétéradcumulat (Ech.22D )(Wageret al., 1969). Ces variations texturales sont
en relation avec l'introduction des feldspaths potassiques el avec les phénomènes
d'épidioritisation affectant secondairement ces gabbros. La texture originelle est de
type mésocumulat. L' imponance de la phase intereumulus dans le faciès 121.2,
est à relier à une phase tardive de feldspathitisation affectant la majeure partie du
complexe de Laminia.
Les plagioclases en lattes (de 3 à 5 mm) subauromorphes forment un enche-
vêtrement avec les clinopyroxênes largement cristallisés. Ces clinopyroxènes sont
totalement ou partiellement transformés et sont généralement relictuels dans de grands
cristaux poecilitiques d'amphibole. La biotite comme l'olivine n'a pas été observée.
Les minéraux accessoires sont assez abondants dans la roche, en particulier les
oxydes ferrotitanés et le sphène.
Le clinopyroxène : il est en relique au coeur des amphi-
boles poecilitiques ; il se présente en cristaux automorphes avec
parfois une mince couronne d'orthopyroxène. Le clinopyroxène de-
vait cenainement constituer 50 à 60 % de la roche avant les phéno-
mènes de transformation postmagmatique ( épidioritisation ).
Les plagioclases: ils SOn[ en cristaux automorphes, ra-
rement zonés et très souvent saussunrisés ; les accotements en sy-
neusis sont rares; les plagioclases constituent une phase précoce et
forment IS à 20 % de la roche.

---

-236-
l:1)
Les amphiboles: elles sont de teinte pale, légèrement
pléochroïque du vert au jaune clair. Elles sont de type hornblende
magnésienne en auréoles autour des clinopyroxènes ou en grandes
plages poeciliriques à reliques de pyroxène (de 0,5 à 1,5 cm). Elles
se développent aussi en de rares individus isolés subautomorphes
maclés suivant (010). Elles renferment en inclusions de nombreuses
granules xénomorphes de magnétite.
Le feldspath alcalin: quand il existe dans la roche, il est
toujours interstitiel et tardif.Il s'insinue entre les espaces
intercristallins et corrode tous les autres minéraux sauf le quartz, TI
présente le quadrillage caractéristique du microcline et son contact
avec le plagioclase est marqué par une frange albitique. Sa teneur
dans la roche varie crès largement et passe de 10% (Ech.I21) à 0%
(Ech.22.D).
Le caractère très tardif du feldspath alcalin en cristaux xénomorphes emboités
et son habitus très interstitiel, permettent de supposer que sa cristallisation tardi à
postmagmarique a plus ou moins oblitéré la texture originelle de type mésocumulat.
La présence du feldspath alcalin dans ce cumuler de gabbro est à rattacher probable-
ment à des phénomènes de feldspathitisation postmagmatique. Ce phénomène de mi-
croclinisarion est à lier à des circulations de fluides chargés de potasse. Ce phéno-
mène semble assez répandu et affecte certaines zones du complexe de Laminia-
Kaourou. Des arguments en faveur de celte hypothèse seront développés dans l'
étude de la structure du massif de Kaourou dans la partie" signification et genèse des
mégacristaux de feldspath potassique dans les faciès porphyroïdes des granodiorites
du complexe".
La texture du cumulat gabbroïque rappelle celle des cumulats de congélation
(Wager et Brown,1968). Ce type de cumular est interprété comme issu d'une cristal-
lisation rapide d'un liquide autour de primocristaux non séparés du liquide parental.
Ces cumulais peuvent être rapprochés des cumulats in "situ développés au plancher
d'une paléochambre magmatique (Ohnestetter et Rossi, 1985).
Le quartz: il est très peu abondant (2 à 5 %). il est en
plages polycristallines dans l' intercumulus et en inclusion dans les
amphiboles et plagioclases; il semble être associé aux feldspaths al-
calins dans la même phase post-magmatique.
Les minéraux accessoires : ils sont fréquents et variés
dans la roche; ce sont le sphène, la magnétite, l'apatite, la chlorite,
la calcite et l'épidote.Ia calcite, l'épidote et la chlorite sont à lier à
des phases hydrothermales.
2.1.1.2. Les leucogabbros
Ils ferment de petites plages dans les gabbros à amphibole et se présentent en
traînées diffuses d'environ 10 mètres carrés.Ils sont associés, par endroits, à des fa-
ciès pegmautiques et aplitiques. ils sont affectés également par un réseau dense de
diaclases,de même orientation que celles observées dans la granodiorite à miaroles
située un peu plus à l'Est.
2.1.1.2 a. Caractères macroscopiques
Les leucogabbros sont des roches Jeucocrates, à grain fin (200 à 300 ~),de
teinte rose à blanc. La texture est microgrenue isogranulaire. Au contact avec les
gabbros, on perçoit une nette fluidalité dessinée par l'alignement des acicules de fer-
romagnésiens. La roche est essentiellement plagioclasique.

---

1 \\
1
u(
2.1.1.2 b. Caractères microscopiques et texturaux.
La roche est constituée par un assemblage de plagioclases automorphes à
subautomorphes de 0,3 à 0,5 mm, constituant 60 à 70 % du volume de la roche. Le
plagioclase est associé à des microcristaux de clinopyroxène ( 10 % ) et à quelques
amphiboles légèrement pléochroïques, disposées en "nids" avec les quelques rares
lamelles de biotite. L'orthopyroxène n'est pas toujours présent et n'existe qu'en
fonne de liserés en bordure des cristaux de clinopyroxène. Le feldspath alcalin est en
cristaux de petite taille à habitus interstitiel. très peu abondant dans le leucogabbro (de
5 à 10 %). Les minéraux accessoires sont les même que ceux rencontrés dans le cu-
mulat gabbroïque (apatite, sphène.magnétite, quartz et chlorite ).
Le clinopyroxène: il est en microcristaux non zonés ni
maclés; SUT certains cristaux on observe des traces de réactions co-
ronitiques avec le liquide, marquées par la présence d'une fine bor-
dure d' orthopyroxène.
Le plagioclase: les plagioclases ne présentent pas de zona-
tion ni d'accolement en syneusis ; le coeur des plagioclases est légè-
rement plus calcique (An 48-50) et séricitisé que la bordure (environ
An40 ).
La biotite: elle est en petites lamelles subautomorphes pléo-
chroîques du brun noir au jaune verdâtre; elle n'indique aucune em-
preinte de déformation post-solidus; elle nest pas déformée et est
très légèrement chloritisée au coeur; elle est généralement primaire
mais peut se retrouver en tâches dans l'amphibole. Les cristaux de
biotite incluent de I'apatite, du zircon et parfois en bordure des gra-
nules vermiculées de magnétite.
L'amphibole: elle est subautomorphe et presque toujours
primaire; elle est très peu poecilitique ; et sous cet habitus elle montre
des traces de réaction (amphibole - liquide) sous forme de biotite se-
condaire peu pléochroïque.
Le feldspath alcalin: il est xénomorphe et présente le qua-
drillage caractéristique du microcline ; ce quadrillage est souvent re-
coupé par de fines lamelles d'albite, donnant des figures microper-
thitiques.Il renferme en inclusions des lamelles de biotite et de petits
cristaux de plagioclase.
Les minéraux accessoires: le quartz constitue une phase
accidentelle et de faible proportion (2%); il est de cristallisation tar-
dive et présente un habitus interstitiel;les minéraux opaques sont
moins abondants que dans les gabbros à amphibole associés. Ils
sont en granules et sont essentiellement de la magnétite; l'apatite en
cristaux subarrondis et isométriques se trouve dans les plagioclases
et dans la biotite; le sphène est très fréquent dans la roche; il est en
cristaux automorphes isolés dans la pâte ou associés à la magnétite.
2.1.2. Les diorites
Les diorites constituent les faciès les plus fréquents de l'unité basique. Elles
affleurent dans le lit de la Falémé en injections multiples avec les formations grano-
dioririques (ji.fig.4.1). Elles se présentent à l'affleurement par leur texture et leur
composition en plusieurs variétés que nous avons regroupées en deux faciès: les
méladiorites et les diorites à amphibole et biotite.

---

-238-
2.1.2. 1. Les méladtorttes.
Les méladiorites se distinguent des diorites typiques par leur très grande ri-
chesse en amphibole et biotite (Hatch et al.,1983.). Les méladiorites étudiées sont
caractérisées par des teneurs en amphibole et biotite (entre 55 et 60%) et un rapport
biotite/amphibole toujours inférieur à 0,5. Elles forment de petites plages métriques
dans les formations de bordure ou sont impliquées avec d'autres faciès dans des
brèches magmatiques de contact
a. Caractères macroscopiques.
Les méladiorites sont des roches mélanccrares à grain moyen à fin (0,5 à
Imm). A l'affleurement, on perçoit aisément une fabrique planaire dessinée par
l'orientation des tablettes automorphes de plagioclase (0,8 à 1 mm ) parallèle à celle
des ferromagnésiens. Cene fabrique est surtout mise en évidence par une ébauche de
litage magmatique, marquée par l'alternance de lits leucocrates fins et de lits mélano-
crares plus épais.y Elle est parallèle à celle du massif définie dans les formations
acides. Cene structure litée est toutefois plus marquée dans la variété à grain fm.
b. Caractères microscopiques et texturaux.
Le plagioclase assez abondant (35%) dans la roche, est toujours cumulé.}l
est en tablettes automorphes ou en microlites (100 à 200 u) allongés selon une direc-
tion moyenne. Cette disposition donne à la roche une fabrique planaire orientée. Les
ferromagnésiens en particulier les amphiboles, s'organisent en lits plus épais, à
orientation parallèle à la Iluidalité magmatique.
Les plagioclases: ils SOnt automorphes en tablettes ou en
micrclites maclés albite - carlsbad; les phénocristaux de plagioclase
sont fortement sériciusés au coeur avec cristallisation tardive de pail-
lettes de muscovite; ils présentent une zonation optique périphérique
(An50-45 ).
La biotite: elle est en lamelles à pléochroïsme allant du brun
au jaune verdâtre. Elle représente environ 10 % de la roche et est
toujours associée en "nid" avec l'amphibole.Les inclusions sont rares
et se réduisent à quelques minéraux acccssoires(apatite et magnétite)
L'amphibole : elle est en cristaux automorphes à su bau-
tomorphes très souvent maclés et fortement pléochroïques. Certains
individus sont très altérés en un assemblage de sphène + magnétite +
quartz en bordure du minéral. L'amphibole est présente dans les
méladioritcs à des pourcentages de 50 à 60 % du volume de la roche.
Les minéraux accessoires sont représentés par du quartz,
du sphëne et dc la magnétite. A ces minéraux, s'ajoute une parage-
nèse typique de basse température de type hydrothermal : chlorite +
calcite +épidote (zoisüe).
2.1.2. 2 ~ Les diorites à amphibole et biotite.
Elles affleurent uniquement dans le lit de la Falémé. C'est une roche méso-
crate qui présente une légère fabrique planaire matérialisée par l'orientation moyenne
de grands cristaux de plagioclase. De même la disposition plus ou moins linéaire des
prismes d'amphibole détermine une fluidalité magmatique certaine.

---

,
1
LI -239-
Les relations des diorites à amphibole et biotite avec les autres faciès du mas-
sif s'expriment toujours en relations d'injections composites. Sur les photos A et B
de la planche 4.11, sont illustrés quelques exemples de rapports spatiaux entre la
diorite et les termes plus acides ( tonalites et granodiorites ) de la même association
plutonique.
2.1.2. 2 a.
Caractères macroscopiques.
La texture est grenue. hétérogranulaire à grain moyen (de 0,7 à 2 mm). En
bordure d'affleurement et au contact des granodiorites, la diorite présente des figures
caractéristiques devtrempe" (disposition des baguettes en "éventail" ou en loupes
(photo.C.PL.4.IV). Elles témoignent d'un contact brutal de deux matériaux à
contraste thermique ; ceci donne par endroits, une structure zébrée ou tâchetée à la
roche.
2.1.2. 2 b. Caractères microscopiques el texturaux,
La microtextwe est grenue, hypidiomorphe à tendance cumulative. Elle est
marquée par l'assemblage de tablettes subauromorphes de plagioclase (0,7 à 0.5 cm).
La structure fluidale s'exprime par l'orientation préférentielle des amphiboles et des
biotites. La disposition du quartz interstitiel en bandes de "mortier "autour des phé-
nocristaux, ainsi que la légère torsion des macles des plagioclases, indiquent une dé-
formation de faible intensité.
Les plagioclases: ils représentent la phase majeure prin-
cipale (52 %); ils sont en cristaux trapus.automorphes, maclés albite-
carlsbad. ils sont légèrement zonés à la périphérie et séncidsés au
coeur
Les amphiboles: elles sont en cristaux subautomorphes vert
à jaune clair souvent accolés aux. baguettes de plagioclase. Elle est
souvent associée à quelques lamelles de biotite. Les réactions coro-
nitiques avec le liquide sont fréquentes et aboutissent à des plages
brun- verdâtres au coeur des amphiboles. Les inclusions sont rares et
se réduisent à de rares baguettes d'apatite à indice d'allongement
toujours> 1:15 et de granules d'opaques de type magnétite.
La biotite: elle est en lamelles automorphes de teinte brune à
brun-verdâtre, associées à l'amphibole ou dispersées dans la pâte, ou
en plages réactionnelles au coeur des amphiboles. Les inclusions
sont aussi de l'apatire en baguettes associées à des zircons.
Les minéraux accessoires :/sont en forte proportion (3%)
et se composent essentiellement de minéraux. opaques (magnétite), de
sphêne souvent en cristaux. individuels automorphes, d'apatite tou-
jours en baguettes et de quartz tardif en vermicules dans l'amphibole,
les plagioclases et la biotite.
2.1.3. Les tenantes.
La figure 4.4 montre que les faciès tonalitiques som des septa emballés dans
les granodiorites ou sont en contact avec la diorite à amphibole et biotite. Ces tona-
lites sont très peu développées dans l'association et se retrouvent en particulier dans
les zones d'hybridation de pulsions acides et basiques. De tels faciès s'observent
dans la zone de mélanges magmatiques localisée dans la partie nord du massif dans le
lit de la F'alémë.

---

\\
-240-
\\ \\)
2.1.3.a. Caractères macroscopiques.
Les tonalites se présentent en faciès clairs à gris à structure grenue isogranu-
laire. Elles se distinguent de la grancdiorlte à amphibole et biotite par une plus grande
richesse en amphibole et par le caractère accessoire du feldspath alcalin (2 à 3 % ),
des diorites à amphibole et biotite auxquelles elles sont associées par l'augmentation
de la proportion de quartz (12 à 15 %).
2.1.3.b. Caractères microscopiques.
Les tonalites ne présentent pas une texture particulièrement différente de celle
des diorites à amphibole et biotite.La texture est généralement grenue à grain moyen.
Elle devient, dans la zone hybride au contact des granodiorites, microgrenue à phé-
nocristaux d'oligoclase.Les plagioclases sont maclés albite-carlsbad et parfois zonés.
Ils sont associés à des microphénocristaux (0,3 à 0,5 mm) d'amphibole maclés sui-
vant (l00).lls sont subauromorphes et accompagnés de lamelles de biotite fortement
pléochroïques du brun rouge à brun foncé. Les réactions de liquide avec l'amphibole
sont plus rares que dans la diorite.Le quartz est en amas polycristallins et il corrode
toutes les autres phases minérales. Le feldspath alcalin est rare et se trouve en phase
xénomorphe, associé au quartz. Les minéraux sont les mêmes phases observées dans
la diorite (s.s).
â.Caractères pétrographiques: Résumé
Le massif de Laminia est caractérisé par une grande variété de faciès, mar-
quée par l'association de corps basiques dans des formations acides à composition
granodioririque. Les différents rennes pétrographiques vont des gabbros aux
adamellites. Les principaux résultais de l'élude pétrographique et texturologique sont
les suivants:
- la présence d'assemblages cumulatifs dans l'unité basique;
- une forte prédominance des amphiboles sur le clinopyroxène généralement
absent ou toujours à l' état relictuel subarrondis et squelettiques. Cependant dans les
termes précoces (gabbros ). on noce l'antériorité du clinopyrcxène sur le plagioclase;
- le plagioclase est la phase minérale la plus abondante et toujours la plus
précoce et même dans les rermes granodioritiques ;
- l'olivine et I'orthopyroxène ne sont pas représentés dans la roche comme
phase du liquidus; et l'orthopyroxène n'apparaît qu'en forme de couronne réaction-
nelle;
- les réactions minéraux-liquides sont fréquentes en paniculier dans les
termes acides. Les réactions des plagioclases précoces, très limitées dans les gabbros
sous forme de bordure albirique,commencent à apparaître dans les diorites à amphi-
bole et deviennent très nenes dans les rennes acides; elles s'observent d'abord en lé-
gère zonation périphérique, ensuite en zonation oscillatoire et accolemenr en syneusis
fréquents dans les liquides différenciés; ces modifications s'expliqueraient par une
diminution de la pression (Vance, 1965; Michael, 1984) au cours de la différencia-
tion;
- les réactions de l'amphibole avec les liquides sont également assez fré-
quentes dans les termes basiques et intermédiaires ; elles s'expriment sous forme de
plages de biotite au coeur des amphiboles ou en assemblages simplectiques biotite
+ sphène + quartz suivant la rëcction: Hornblende + K20 (magma) =
Biotite + Quartz + Sphéne.

---

121·1
121·2
171
242·4
173
L3
246-1
172
243-0
87
22
246-5
2431
259
8450
Go
LGo
mD
D
r:n
To
QI
QI
QI
LGd
Gd mi
Ad
M.
M.
".
Cltnonvruxéne
4150
1831
·
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
Plaaioclase
28,50
67,90
2900
5240
5420
5070
51,50
48,20
50,10
4203
40,10
40,50
31,70
39,20
4080
Am hlbole
950
231
62,20
3370
34 50
2630
870
440
4,80
451
521
060
481
3 81
265
Biotite
251
250
650
830
680
10 51
1820
1251
1055
5,20
620
120
530
650
5,20
Feldsoth K
720
280
020
0,20
-
.
230
8,20
7,90
1980
16,50
2480
27,80
22,50
2260
Otthonvroxéne
1,20
070
·
-
-
-
-
.
.
.
.
.
.
.
-
( '- -.
Ouartz
4,30
250
080
320
310
1010
1820
25,20
24,01
26,70
30,40
32,20
2960
28,60
28,20
,--
Anatite
020
030
·
0,75
o 50
-
020
010
0,45
o11
054
-
024
040
020
Zircon
.
·
045
040
035
050
020
-
.
060
0,40
-
,
Allanite
120
067
-
030
059
0,40
-
0,40
0,45
-
-
0,10
0,50
.
~
-,
Maanétite
350
201
110
070
050
065
060
0,45
100
0,65
045
0,50
0,45
050
-
Sohéne
040
.
·
0,40
0,40
070
050
060
0,30
0,35
060
020
040
049
035
Tab1A.1 Composition modale des différents tenuespétrographiques du Complexe Plutonique de Lamtnia-Kaourou.

---

. les minéraux accessoires sont nombreux et fréquents. L'apatite à indice
d'allongement> à 1: 10 est présente dans les différents faciès, associée à du sphène
automorphe ou secondaire omniprésent dans les faciès acides. Les minéraux opaques
sont toujours représentés par de la magnétite. L'allanite et le zircon non observés
dans les cumulats gabbroïques apparaissent dés les termes dioritiques et deviennent
fréquents dans les termes acides .
. le feldspath potassique cristalline en deux générations: en cristaux xéno-
morphes interstitiels et en mégacristaux.Les phénocristaux subautomorphes à xéno-
morphes sont à cristallisation tardimagmatique légèrement antérieure au quartz. Par
contre les M.F.K semblent appanenir à une phase post-soli dus tardive ;ils
n'apparaissent que dans les faciès de bordure (leucogranodicrite ) au contact du mas-
sif de monwgranite porphyroïde de Kaourou.
nt,
TYPOLOGIE
DES
FORMATIONS
DU MASSIF DE
LAMINIA
Les compositions modales des faciès les plus représentatifs du massif sont
données sur le tableau 4.1. Les variations de composition dans le massif sont assez
étalées et indiquent la nature composite du massif. La projection des points représen-
tatifs dans les diagrammes Q.A.P (Streckelsen, 1976), permet de voir que
la composition du massif est très variée et s'étale des gabbros aux monzograrutes;
elle évolue dans les liquides les plus évolués des joints primaires jusqu'aux adamel-
lites (Batteman, 1983) et n'atteint pas les vrais granites. (ngA.4 )
L'alignement des points dans les diagrammes forme un continuum des cu-
mulats gabbroïques aux monzogranites.Une telle disposition est interprétée généra-
lement comme un argument en faveur d'une liaison générique entre les divers termes.
Ces termes proviendraient de liquides successifs différenciés par processus de cris-
tallisation fractionnée; enrre aurres le faciès rniarolirique peut représenter un cristalli-
sat d'un liquide de composition granodioritique.
a
o
o 0
o 00
"
~'''''-----\\---''*-\\--'--""
A
•
Figu.re.4.4.
,
.
Diagramme de classification modale.Q A P d'optés Streckelsen (1973). A
feldspaths alcalins. Q = quartz, P= piagiodase

---

Il
-243-
B. LE MASSIF DE KAOUROU
1. PRESENTATION
Il constitue le second massif du complexe de Laminia-Kaourou. Il représente
dans le secteur étudié plus de 70% des affleurements du complexe. Il s'étire sur
environ 40 kilomètres suivant la direction N.S, avec une largeur moyenne de 8 kilo-
mètres. Le massif présente des contours sinueux, marqués par des nombreuses apo-
physes dans Iencaissant.ll est en contact Intrusif avec le complexe métavolcanoplu-
tonique de Mako, dans sa partie occidentale par l'intermédiaire du grand panneau
volcanique de Konkotou et dans sa partie sud-est par le panneau de Kodadian-
Massakounda.Les contacts quand ils sont visibles, se traduisent toujours en figures
de bréchification. Le Massif de Kaourou renferme sous forme de panneaux le petit
massif gabbro-dioritique de Guessébové (Fig.4.1).
Nos observations de terrain et les données géochimiques (éléments majeurs,
traces et Terres Rares) permettent de considérer, contrairement aux interprétations de
Bassot (1963) et Witschard(l965), l'ensemble gabbro-dioritique de Guessébové
comme une entité différente de celle du massif de Kaourou. Elles suggèrent une ap-
partenance à l'ensemble périphérique du complexe des séries litées de Sandikounda
par leurs analogies pétrographiques et géochimiques. Le massif de Kaourou est pos-
térieur à celui de Gressébové dont il contient des enclaves fusiformes étirées suivant
les trajectoires de f.uidalité.Lcs rapports géométriques avec le complexe plutonique
des complexes plutoniques lités de Sandikounda, situé à l'Ouest du massif,
sont beaucoup moins nets. Les contacts directs entre les deux complexes ne sont pas
visibles sur le terrain. Cependant le rattachement du peril massif de Guessébové au
complexe de Sandikounda permet de considérer le massif de Kaourou chronologi-
quement postérieur au complexe de Sandikounda.Par rapport au massif de Laminia,
les contacts sont simeux et en interpénétration en doigts de gant.
Le massif contient les mêmes enclaves microgrenues sombres que le massif
de Laminia. Ces enclaves proviendraient de l'abattage du toit volcanique. Elles
s'organisent en essaims prés du contact ou en panneaux déca à hectométriques très
souvent bréchifiés en figures d'agmatites en bordure du massif. Mais contraire-
ment à ce massif, les corps basiques généralement associés n'existent pas. Dans son
ensemble, le massif présente très peu de variations pétrographiques. Il est essentiel-
lement à composiron monzogranitique et à texture porphyroïde à mégacristaux de
feldspath potassique, comparable aux leucogranodiorires de la zone de contact avec le
massif de Laminia Cependant à I'affleurement.on note plusieurs variétés de faciès
qui différent surtout par leur texture et leur pourcentage en feldspath potassique. De
la bordure vers l'intérieur du massif, on passe de monzogranites très peu déformées à
des blastornylonites par l'intermédiaire de zones très localisées de protomylonire.
Cene dissymétrie dans l'empreinte de déformation s'accompagne aussi de
l'augmentation de la concentration el de la taille des M.F .K. Ainsi, les zones de
blastomylonite sont "ultramégacristiques" avec une forte concentration de
dultramégacristaux de feldspath potassique dom la taille peut atteindre 7 centimètres
(photos C, B; PL.-LV!.). Cette génération de feldspath potassique ne peut avoir va-
leur de traceur des fluidalités magmatiques, ils ont des orientations planaires très va-
riées, souvent sécantes à celles des structures magmatiques. Les structures magma-
tiques sont bien exprimées par une autre génération de feldspath potassique de type
MFK, comme dam la plupart des ensembles de monzogranites porphyrotdes du
Sud du Massif Central français (Bouchez el al., 1981; Mezure et Négroni, 1983;
Guillet et al.• 1985) .

---

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-244-
1
1 ,
Dans les zones peu ou pas déformées, j'anisotropie magmatique, acquise
pendant les stades des mouvements internes du pluton, reste plus ou moins conccr-
dame à celle de Laminia.
Le complexe filonien est bien représenté et compone les mêmes types de
joints primaires orientés suivant les mêmes directions; mais en plus de ces joints, les
monzogranites porphyroïdes sont recoupées par des filons de microgranites et de
rhyodacites, orientés préférentiellement suivant la direction N.IIO.
II. CARACTERES PETROGRAPHIQUES
1. Caractères pétrographiques
Le massif de Kaourou est caractérisé par la présence de grands cristaux rec-
tangulaires de feldspath potassique. Le faciès typique est un monzogranite porphy-
roïde qui passe progressivement vers l'Est à la leucogranodiorite de contact. Elle
constitue plus de 60% de l'ensemble des affleurements.
Au coeur du massif affleurent des panneaux de monzogranites porphyroïdes
très orientés. qui différent du faciès commun par leur anisotropie cataclastique et la
grande concentration de M.F.K. Au contact de l'encaissant volcanique à l'Ouest et au
Sud -Est, le monzogranite passe à une granodiorite porphyroïde claire.
1.1. Les monzogranites porphyroïdes
1.1.1
Caractères macroscopiques.
A l'affleurement, la limite de ce facîès avec la leucogranodiorite de la zone
d'affrontement des deux massifs est très difficile à filer; on passe insensiblement de
l'un à l'autre. Le monzogranite constitue le faciès typique du massif de Kaourou; il
se distingue des leucogranodiorites de bordure par leur plus forte eoncentrations en
~ de plus grande taille donnant par endroits des structures très porphyroïdiques.
Ce faciès se caractérisent par sa structure très peu déformée, et sa fabrique magma-
tique bien conservée. 11 constitue la majeur partie du massif et contiennent de nom-
breuses hétérogénéités, sous forme d'enclaves fusiformes, microgrenues ou diori-
tiques.
1.1.1.1. Les structures magmatiques
a). Méthodologie d'étude
Les structures magmatiques représentent les traces des plans et de direction
des fluidalités magmatiques. Elles caractérisent la géométrie du massif en précisant
l'évolution structurale au stade magmatique à fini magmatique. Elles sont définies dans
le massif par les plans de fluidaliré magmatique (PFM) et par la direction de fluidalité
(D. F. M) ( Bouchez et al., 1981).
Les éléments structuraux linéaires et planaires sont définis au niveau des mas-
sifs plutoniques et en particulier dans les granodicrires d'après Marre (1975), Conard
(1978), Mezure(l980), Bouchez et al. (1981), Pons (1982) par les éléments suivants:
- les plans de maèle carlsbad dans les MFK;
-la disposition subparallèle des plans de clivage des lamelles de
biotite;
-les directions de l'axe d'étirement des enclaves microgrenues;
-Torienrarion des joints primaires (au sens de Marre, 1982);
- les directions d'allongement des plagioclases.
Les mesures obtenues Ont été faites suivant la méthode de Bouchez et al.
(1981). La figure 4.5 schématise d'après ces auteurs les rapports entre les deux types

---

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-245-
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de structures magmatiques. Les mesures effectuées concernent aussi bien le massif de
Laminia que les Zones peu déformées du massif de Kaourou. Dans le complexe LK la
présence fréquente de ces marqueurs permet de suivre et de relever facilement les
structures planaires. Par contre les mesures des DFM sont beaucoup moins évidentes ;
elles ont été soit mesurées à partir des directions d'allongement des cristaux de plagio-
clase, que nous estimons parallèles au plan d'accolement(OlO) de la macle de l'albite
soit déduites des diagrammes de répartition des PFM. En effet selon Bouchez et al.
(1981), Guillet et al. (1983); Diol et al. (1987) le PFM se dispose en zone autour de la
·bFM et dans ce cas la DFM représente le pôle du meilleur plan calculé. passant par les
pôles des PFM.
Mais le problème majeur dans la détermination des structures magmatiques
dans de tels complexes est de savoir si les marqueurs de cet écoulement n'ont pas été
perturbés par une anisotropie surimposée el jusqu'à quelle intensité de déformation les
structures magmatiques mesurées sont elles représentatives de l'histoire magmatique.
Dans le cas étudié, les zones d'affleurements susceptibles d'avoir conservé
une microstructure magmatique, représentent environ 25% dans le massif de Kaourou
et 60% dans le massif de Laminia. Ces zones sont caractérisées par l'aspect globuleux
plus ou moins équant des quartz et par l'absence dans leur texture de sous-structures de
déformation intracristalline er de traces de déformation dans les minéraux fragiles.
b). Les trajectoires de nuidalilés dans le complexe LK.
Dans les flgures406 ,nous avons reporté les mesures des plans et directions de
fluidalité magmatiques reLêvées dans les deux massifs du complexe. Nous avons aussi
mentionné la direction moyenne de la composante régionale définie dans l'encaissant
volcanique. Il ressort de ces figures les remarques suivantes:
- les trajectoires magmatiques (PFM) massifs Sont dans l'ensemble subpa-
rallèles entre elles et au contact des deux massifs; elles s'allongent suivant une direc-
tion moyenne autour de NS- N20° avec des pendages forts à subverticaux (50 0 à 75~).
Elles sont de ce fait subparallèles à la composante régionale;
- dans le secteur sud-est du complexe (zone de Yélimalo), les structures mag-
matiques mesurées dans le massif de Kaourou (N30"-45 E) sont plus ou moins sécantes
par rapport à celles du massif de Laminia;
- à l'intérieur du massif de Laminia.Jes trajectoires de fluidalité mesurée à par-
tir des plans de clivages de biotites se parallélisent à la direction "apparente "de
l'écoulement déterminée par l'orientation des joints primaires longitudinaux (Marre,
1982). Elles sont nettement NS et parallèles à la direction moyenne d'étirement des en-
claves basiques microgrenues;
-les D.F.M ont des orientations moins homogènes et oscillent enrre 40 et 70 oN.
Ces remarques constituent autant d'arguments pour considérer que les diffé-
rentes mesures de structures magmatiques sont bien représentatives des stades magma-
tiques et qu'elles ont été peu ou pas modifiées par la déformation cisaillante
surimposée. Par ailleurs les fronts de fluidalité dans les deux massifs et à leur contact
sont étirés et suivent la direction moyenne NS indiquée par les joints primaires. Par
conséquent, le parallélisme des structures dans les deux massifs témoignent d'une mise
en place synchrone.

---

-246-
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Figure.45.
Schémas explicatifs des différentes plans magmatiques: P.F.M. :: Plan defluidalité
magmatique;DFM. =Direction de fluidalùé magmatique. Elémems structurauxmesuré..ç
à partir des minéraux magmatiques. Feldspaths, amphiboles & biotites
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Figure 4.6A
Pro section stéréographique des pôles de plans ~e macle des MFK J~onds>. et de
l'allongement des phénocrisraux de plagioclase (crau). Complexe de Laminia - Kaaurou.

---

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1.2. Les monzogranites foliés
En dehors des lones situées au contact du massif de Laminia, les monzogra-
nites porphyroïdes du massif de Kaourou présentent également des structures de dé-
formation solide
Les structures de déformation à l'état solide interviennent au stade postrnag-
manque à fini-magmatique lorsque le magma est totalement cristallisé et donc à l'état
fragile. Dans le complexe LK, les empreintes de structures de déformation sont surtout
localisées à l'intérieur du massif de Kaourou. Elles se caractérisent par une hétérogé-
néité dans l'intensité de la déformation et se traduisent par une orthogneissification à
divers stades: de la déformation intermédiaire au sens de Bouchez et al. (1981) jusqu'au
stade de cisaillement mylonitique avec apparition de structures de foliation el de
linéation et de plans C et S (Berthé et al., 1979).
La déformation est marquée par la présence de quartz déformés en ellipsoïdes
(photos B et C. PL. 4.VI), avec apparition en leur sein de sous-structures. La défor-
mation s'accompagne d'une légère fracturation des MFK avec remplissage de quartz, ct
formation de myrmékites et de gouttelettes de quartz. Les MFK ont un habitus poecili-
tique à inclusions de microphénocristaux automorphes de plagioclase de biotite et
d'amphibole disposées grossièrement à la périphérie du mégacristal (photos.A,B et
D.PL.4. VllI).Les biotites brunes, associées aux amphiboles. sont tordues en lanières
mais sont peu déstabilisées; elles présentent par endroit quelques tâches de chloritisa-
tien (photo C; PL. 4. vflf). Vers le coeur du massif les structures de déformation de-
viennent plus accusées et on voit se dessiner une foliation nette tout autour marquée par
les biotites et les amphiboles, entourant les phénocristaux de feldspath.
1.3. Les
Mylonites de Léoba -MoussaJa
Cette zone est caractérisée par une orthogneissification des faciès: le quartz re-
cristallise en rubans autour des porphyroclastes de feldspaths, la biotite recristallise en
néograins de petites taille associés à de la chlorite + épidore- micas blancs et se dispose
en lanières autour des feldspaths el des rubans de quartz. Dans certaines poches du
couloir de mylonite, apparaissent des microstructures de type continu . discontinu Cet
S (Berthé el al.1982 ; Courtioux, 1983) dans lesquelles on observe des amandes
(photos A,B,C et D; PLA. VII).
Les structures C induisant une linéarion d'étirement, SOnt parallèles à la direc-
tion majeure de la contrainte de cisaillement (NI60) sécantes à la foliation marquée par
les plans S.
Mais malgré la déformation souvent assez poussée des minéraux nous n'avons
pas décelé d'indices sûrs témoignant de l'existence de mouvement rotationnel, indi-
quant l'existence d'une tectonique tangentielle. La distorsion des micas ct des amphi-
boles autour des feldspaths plus rigides et la présence peut-être de queues de cristalli-
sation derrière les amandes de feldspaths (photos C et B; PL. 4. VII) ne me paraissent
pas constituer des arguments assez solides pour retenir l'existence d'une tectonique
rotationnelle. En nous reférant aux critères de déduction de Simpson et Schmid(l983),
nous retiendrons une déformation de type cisaillement simple à jeu essentiellement sé-
nestre orienté Nl60°. 7ûNE.
Les conditions thermiques de cette déformation vu les paragenèses et le carac-
tère limité des transformations texturales, sont moyennes et seraient selon les types de
structures observées entre (400° et 550~ d'après Winkler (1974).

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Figure 4.6B
Trajectoires de la fluidalizé magmatique dans les massifs de Laminia - Kaourou avec
indication de la structuration régionale (encaissant)

---

-249-
PLANCHES
PHOTOGRAPHIQUES

---

-250-
PLANCHE 4.1
A -
Massif de Laminia. Exemple de joint primaire (adamellite) parallèle au plan
de fluidalité magmatique. On devine de part et d'autre des zones de mélanges
magmatiques avec faciès hybrides. Localisation: lit de la Falémé au nord de
Laminia.
B -
Massif de Larninia. Exemple de brêche magmatique dans la zone de contact
des deux massifs.
C -
Massif de Laminia. Zone bréchique que l'on devine dans (A) avec de
nombreuses enclaves de l'encaissant volcanique et de zone hybride entre faciès
basique et plus acide.
D -
Massif de Laminia, Exemple d'enclaves ovoïdes ou étirées dans les faciès
basiques de Laminia.

---

PLANCHE 4.II
1
Massif de Larninia, Contact en doigt de gant encre la granodiorite à biotite et
amphibole (1) et un faciès dioritique à grandes tablettes automorphes de
plagioclase (2).
2
Massif de Larninia. Contact digité entre granodiorite (1) et tonalite (2).
3
Mas..,if de Laminiu. Texture cumulative de diorite quanzique.
Bi == biome; Q == quartz; PL == plagioclase ; Sy == association en syneusis de
plagioclases; Hb =' hornblende.
4
-
Massif de Laminiu. Tonalite: on observe une nene fluidalité réglée sur
l'orientation des tablettes de plagioclase.

---

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---

PLANCHE 4.II1
1
Massif de Laminia. Texture légèrement porphyrique de la granodionte à
amphibole Cl biorire vers la zone de conucr. Noter ta présence de feldspaths
potassiques xénomorphes (Type 1: cf.texte).
2 ·
Massif de Luminia. Granodiorite il. amphibole et biotite; présence de
plagioclases automorphes à zonation OSCiUiJLOire nes typique Je ce faciès.
3
-
Massif de Laminia. TexILIIe cumulative dt: diorite quartzique.
Bi = biotite; Q= quartz; PL::::: plagioclase; Sy > association en syneusis de
plagioclases; Hb :.: hornblende.
4
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Massif de Laminiu. Grnnodiorite : exemple d'association en syneusis de
plagioclases.
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PLANCHE 4.IV
A,B -
Massif de Laminia, Unité basique: texture porphyrique de tonalite (A) et de
diorite quartzique (B). Les deux faciès se distinguent par le pourcentage modal en
quartz.
C -
Massif de Laminia. Aspect macroscopique du faciès tonalirique avec
structure de trempe marquée par la structure en gerbe des amphiboles. Présence
d'enclaves (E) étirées dans la même direction.

---

---

PLANCHE 4.Y
A,B,C,D
- l\\1assif de Laminia. Fréquence des minéraux accessoires;
A - Epidote au contact de; biotites;
B - Allaniœ (Al) zonée;
C - Gros cristaux automorphes de sphêne (Sph);
D - Gros CriSIJUX de zircon (Zr) dans les lamelles de biroute.

---

---

PLANCHE 4.VI
A
-
Mussif de Kaourou. Porphyroclaste de MFK à inclusion périphérique
d'amphibole, de plagioclase er de quartz dans les monzogranites à anisotropie
surimposée. Noter l'apparition d'ombre de pression.
B,e -
Massif de Kaourou: zone des panneaux de cisaillement. Noter l'aspect
orthogneissifié du monzogranite, avec l'apparition du quartz en "cigare" et de
mégacristaux de feldspath potassique.

---

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---

PLANCHE 4.VII
A -
Mussif de Kaouruu. Apparition des structures "C" et "S"; le sens indiqué est
sénestre.
D.C ~
Massif de Kaourou. Apparition de bandes de quartz recristallisé.
D -
Massif de Kaourcu. Détail de la structure en amande. Tout autour on observe
des recristallisations de phyllites en rubans sécants à la structure "5".

---

---

PLANCHE 4.VIII
A ~
Massif de Kaourou. Dans le monzogranite folié apparition de mégacristaux
de MFK (Type II) avec remplissage des fractures par les produits de la
rnésostase. Disposition concentrique des inclusions (plagioclases. amphiboles).
B ~
Massif de Kaourou. Texture porphyroïde du monzogranite avec des cristaux
de feldspath potassique (Type I) pœcilitiques et à habitus interstitiel.
C -
Massif de Kaourou. Apparition de biotite déformée en lanières et avec
recristallisation de q uanz dans le monzogranite déformé.
D -
Massif de Kaourou. Dans la zone de cisaillement, recristallisation de
microgranules de quartz envahissant toutes les phases minérales.

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-251-
CHAPITRE 3 : MINERALOGIE
1.
GENERALITES
Les études pétrographique et de terrain ont permis la mise en évidence, dans
le complexe plutonique de Laminia -Kacurou. d'une suite continue différenciée. Les
différents termes, répartis dans deux massifs (Laminia et Kaourou), vont depuis les
cumulats gabbroïques jusqu'aux monzogranites porphyroïdes. Les séquences de
cristallisation résumées dans le tableau 4.2 montrent le rôle important que jouent les
phases plagioclasiques et ferromagnésiennes dans l'évolution de l'association. Elles
reflètem aussi la fréquence des minéraux accessoires de cristallisation précoce. tels
que le zircon, le sphène, I'apatire, la magnétite et I'allanire.
Il est aussi important de noter l'association omniprésente des minéraux hy-
dratés ( amphiboles et biotites) en pourcentages et habitus variables dans les diffé-
rems termes du complexe. Ceci est un des traits caractéristiques de la minéralogie du
complexe. Ces caractères sont souvent observés dans certaines associations pluto-
niques calco-alcalines (Pons, 1982; Rossi,1984; Snoke et al., 1981...) et semblent
jouer un rôle important dans la course de cristallisation et dans l'établissement d'un
trend calco- alcalin. Les compositions chirrûques des phases minérales principales ont
été déterminées à la microsonde automatisée CAMEBAX suivant les conditions
d'analyses exposées en annexe.
L'évolution cristallochimique de ces phases va nous permettre d'approcher
les paramètres des conditions de cristallisation des magmas.
II. CHRONOLOGIE DES SEQUENCES DE
CRISTALLISATION
Les relations texturales des phases minérales el les différentes interactions
cristaux-liquides, permettent d'établir une reconstitution des chronologies de
cristallisationdes phases minérales dans les différents rermes de la suite.
TI nous paraît important dans notre étude des processus magmatiques de bien
définir au préalable la chronologie précise des séquences de cristallisation; en
partieulier dans le cas du processus de différenciation par cristallisation fractionnée
qui semble être l'un des processus opérants dominants pour la suite magmatique étu-
diée. Les modèles pétrogénériques généralement utilisés pour de tels mécanismes
sont essentiellement basés sur les différentes variations composnionnelles des li-
quides successifs (Cocherie,1986). Les liquides magmatiques successifs ont été es-
timés sur la base de la chronologie des séquences et de la composition modale.
Dans le tableau.4.2 nous constatons l'omniprésence de l'apatite qui cristallise
antérieurement ou en même temps que le zircon.
Ces minéraux des phases précoces sont presque simultanément suivis de la
magnétite. Le sphène et I'allanite observés dans les phases ferromagnésiennes, cris-
tallisent assez tôt par rapport aux plagioclases calciques qui constituent la phase ma-
jeure la plus précoce dans presque toutes les séquences de cristallisation (sauf dans
les gabbros). L'allanite n'a pas été observée dans les rermes précoces, mais devient
fréquente dans les granodiorites et adameUites. Elle est souvent dans les amphiboles
ou dans la biotite associée à d'autres minéraux accessoires. Le sphène est une phase
eonstante dans la suite et se développe fortement dans les faciès acides. Dans les

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Tableau 42,
Chronologie des séquences ce cristallisation dans les différents termes du Complexe
plutonique de Laminia-Kaoumü.Les droites indiquent la cristallisation du minéral; les
tiretés = cristallisation très/chie,' S.I. =étape subsolidus de cristallisation.

---

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gabbros ou apparait uniquement le clinopyroxène. les plagioclases sont légèrement
tardifs. En effet dans ces faciès gabbroïques on observe fréquemment des reliques de
clinopyroxêne dans le zonage périphérique des plagioclases; la bordure plus albirique
est un nourrissage du plagioclase calcique par le liquide intercurnulus et son eontact
irrégulier avec les amphiboles néoformées permet de supposer que la transformation
du clinopyroxène en amphibole s'est faite en même temps que la réaction plagioclase-
liquide.
La biotite absente en tant que phase liquidus dans les cumulats gabbroïqucs,
apparaît tardivement dans les rennes successifs aprés les plagioclases et légèrement
après l'amphibole. Dans ces roches aucune réaction amphibole-biotite n'a été obser-
vée et en aucun moment l'amphibole ne corrode la biotite. Ensuite à partir des dio-
rites, la biotite devient phase liquidus et cristallise presque en même temps que la
hornblende el ensuite devient plus précoce que l'amphibole.
La cristallisation de la biotite avant le feldspath et après le plagioclase sug-
gère, suite aux données expérimentales (Maaloe et Wyllie,1975; Naney,1983), une
cristallisation à partir d'un magma à PH20 entre 2,5 et 5%. L'amphibole est essen-
tiellement un produit de réaction clinopyroxêne-Iiquide dans les termes précoces de la
suite. Elle devient phase majeure précoce dans les diorite.tonalites et grancdiorires
puis reste à l'état de trace dans les liquides résiduels (adamellites et aphtes ). Le feld-
spath potassique à cristallisation rardimagmatique n'apparaît que légèrement avant
le quartz. La phase en mégacrisraux ne s'observe que dans les leucogranodiorites de
bordure. Les minéraux tels que muscovite, chlcrite. épidote, n'apparaissent qu'en
phase subsolidus ou postmagmatique et sont liés à des phénomènes d'altération de
type hydrothennal.
III. ETUDE DE L'EVOLUTION DES PHASES
MINERALES ET LES IMPLICATIONS
PETROLOGIQUES
1. L'olivine
L'olivine n'a pas été observée en tant que phase cristallisée, même dans les
cumulats gabbroïques. Cependant ceci ne veut pas dire qu'elle n'a pas préexisté dans
ces cumulats gabbroïques précoces. En effet dans ces types de cumulats, l'olivine
présente très souvent des caractères de déséquilibre qui se traduisent par des proces-
sus réactionnels ou de corrosion ou d'oxydation. Les transformations réactionnelles
pouvant affecter l'olivine sont assez diverses et varient suivant les conditions de
cristallisation. Elles peuvent se traduire selon les réactions suivantes:
(1)
(Mg,Fe)2 Si04 + liquide (SiÛZ) _
2(Fe,Mg) Si03
(01)
(opx)
(2)
(Mg,Fe)2 Si04+liquide(SiOÛ+H20 _ Hornblende
-Ptagtoctase
(Op1)
(3)
(3Fc2Si04 + 3Mg zSi0 4) + 02 - 2Fe30.i + li MgSi03
(01)
(ml)
(Op1)
Dans l'étude pétrographique, nous avons rapproché les cumulats de gabbros
de la base de l'association aux cumulats de congélation de Wager et Brown
(1968). Ces cumulats sont caractérisés par le piégeage d'une fraction de liquide rési-

---

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-254-
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duel dans'Taggrégat" des phases cumulus. Dans de tels cumulais, les réactions co-
ronitiques sont très fréquentes et en particulier au niveau de l'olivine. Ceci peut ex-
pliquer la présence sporadique dans les cumulats gabbroïques de l'orthopyroxène en
tâches ou en petites couronnes dans les reliques de clinopyroxène ou dans les am-
phiboles poecilitiques. L'étude de ces cumulats avait aussi révélé la forte abondance
de minéraux opaques dans les ferromagnésiens el dans l'inrercumulus. D'aprés Muir
et al., (1957); Yoder et Tilley (1962) l'abondance de la magnétite pourrait résulter
d'une réaction d'oxydation de l'olivine de type (3). Nous n'écartons pas pour autant,
pour expliquer cene abondance d'opaques, la possibilité d'une oxydation du fer fer-
reux contenu dans le elinopyroxène comme le propose Pons (1982) dans les cumu-
lats du complexe plutonique de Burguillos del cerro.
2. Les pyroxènes
2.1 Description et évolution générale
Les pyroxènes cristallisent très tôt dans l'association. Ils ont été rencontrés
uniquement dans les cumulats gabbroïques et dans les leucogabbros en proportion et
habitus variables. Dans les cumulats gabbroïques, où ils ont probablement cristallisé
en forte proportion et en phase cumulus avant les plagioclases, ils sont entièrement
ou partiellement transformés en hornblende actinolitique. Dans ces faciès, le py-
roxène subsiste à l'état de relique à l'intérieur d'amphibole poecilitique. Dans les leu-
cogabbros, ils sont en microphénocristaux non zonés el légèrement ouralitisés en
couronne hornblendique. Leur proportion ne dépasse pas 10 % du volume de la
roche.
Depuis les travaux de Kushiro (1960) sur l'évolution cristallochlmique des
clinopyroxènes, confirmés par ceux de nombreux autres auteurs (LeBas, 1962;
Verhoogen, 1962; Nisbet et Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982; Mollard et al.,
1982...) on admet l'influence de la composition du liquide sur celle du clinopy-
roxène qui y cristallise. Ainsi de nombreux diagrammes, utilisant le chimisme des
clinopyroxènes, permettent de caractériser le type de tendance d'évolution et le
contexte paléomagmatique.
2.2.
Evolution chimique et substitutions
Les variations compositionnelles de quelques reliques de pyroxène retrouvés
dans les amphiboles et plagioclases des cumulats de gabbros et de quelques micro-
phénocristaux des leucogabbros (Tab1.4.3) donnent les compositions moyennes
suivantes:
Wo42.Ens48-Fs10
dans les cumulats;
Wo40·EnS47 -Fs.13
dans les leucogabbros
Ces compositions montrent de légères variations, des cumulats gabbroïques
aux leucogabbros. Elles fluctuent légèrement dans le champ des sautes (Poldervaart
et Hess, 1951), avec une tendance vers un enrichissement en fer. Dans l'ensemble,
les clinopyroxènes des termes basiques du complexe ont des compositions forte-
ment ealciques, pauvres en Al203 «2%), TiOZ c 0,03) et Na20 «0,5). Les ca-
ractèrcs mentionnés ci-dessus les différent légèrement de ceux des clinopyroxênes
caractéristiques du complexe plutonique de Sandikounda, qui sont moins calciques,
plus riches en fer (Wo 44-Ens 43~Fs 13), pour des teneurs Ti02 presque identiques.
De tels caractères, rapprochent le complexe plutonique de Laminia-Kaourou, des
complexes calce-alcalins de type Alaska de Duke Island défini par Irvine (J974) et
des termes gabbroïques de la suite calce-alcaline de Bear Mountain (Klamath :

---

\\ \\\\
. -~.J.)-
}
Californie) étudiés par Snoke et al. (1981). Dans le cas des complexes calco-alcalins,
les chnopyroxènes qui y ont cristallisé se distinguent de ceux des magmas alcalins
par leurs pourcentages en Al203 el TiOz plus faibles (Kushiro. 1960; Le Bas. 1962;
Gibb, 1973). Ils se distinguent aussi de ceux des gabbros océaniques.
,Dans la composition des clinopyroxènes, les conditions de cristallisation
(Temperature, fugacité d'oxygène et activité de silice) jouent un rôle important dans
les types de substitution. En particulier, les substitutions de Si HAl dans le site Z
sont fortement contrôlées par l'activité de SiO, du milieu (Kushiro 1960- Irvine
1974).
'
•
,
Gabbros
Gabbros Leucoeabbros
Si02
5176
52,42
53,14
TiQ2
075
098
0,15
AllO
1.83
2,95
1,45
Cr20
0.02
0,05
003
FeO
6,85
5,78
815
MnO
031
0,18
0,38
M_O
1447
1482
\\3,57
CaO
23,46
22,35
22,41
Na20
029
0,35
0,28
KW
-
-
-
Total
99.74
99.53
99,48
Si
1 954
1.971
1.981
AlIV
0,046
0,029
0,021
A1VI
0035
0.101
0,041
C,
0,001
0
0
Ti
0,015
0,027
0,004
Fe3+
0.008
0,025
0.009
Fe2+
0202
0,172
0.244
Mn
002
0025
0,021
M.
0,941
0,901
0894
Ca
0819
0.836
0,758
WO
41.74
43.81
40,01
Ens
47.65
47,17
47,]4
Fs
1161
902
\\2,86
Tabl. 4.3 Analyses représemarives de la composition chimiquedes pyroxénes
des termes gabbrorques du Complexe Plutonique de Laminia-Kaourou
Les compositions de clinopyroxène que nous avons pu analyser sont celles
de reliques desrabilisées en amphibole, avec parfois des exsolutions en courof.1ne~ ou
en tâches d'orthopyroxène. Leur représentativité par rapport aux magmas primaires
dans lesquels ils ont cristallisé, contrairement à Mollard (1982), ne me paraît pas évi-
dente. Mais il n'en reste pas moins que la cristallisation de clinopyroxènes pauvres en
AI203 et à AIIV crès faible dans la substitution Si H
AIIV dans le site Z,
indique des liquides non alcalins, cristallisant dans un milieu à forte activité de Si02
(Kushiro, 1960; Le Bas, 1962; Johan, 1980). Le diagramme A1IV/A1V1 de Johan
(1980) (figA.5), permet de séparer les magmas en un domaine à faible activité de si-
lice er un domaine à forte activité de silice. Tous les pointés des clinopyroxènes des
terrnes gabbroïques de Laminia - Kaourou, tcmberu dans le domaine des roches non

---

-256-
/
alcahnes. Cependant l'absence d'orthopyrcxène cristallisant dans je magma s'oppose
à l'icée d'une cristallisation dans un milieu très riche en Sj.Cetre contradiction appa-
rente, perçue à travers les teneurs de Allv. peut s'expliquer par la cristallisation pré-
coce el en grande abondance de plagioclase, nécessitant une fone consommation de
A12û3·
L'absence de couples Opx-Cpx en équilibre nous empêche d'utiliser les
géonennomètres actuels (Wells, 1962; Wood et Banno, 1973; Lindh, 1975). Ce-
pcncant les concentrations eÎ1A!2ü3 dans les clinopyroxênes sont aussi utilisées
dam certains géothermornètres, notamment dans ceux de Wells (1962). Les teneurs
relatvement faibles de A1203, dans les clinopyroxènes cristallisant en phase liquidus
dan: le eoreplexe CPLK donnent des températures élevées entre 950 et 1150°.
Tou'efois le caractère relictuel des pyroxènes, supposant une ouralitisation partielle
entnînanr une mauvaise estimation de AI203 dans le c1inopyroxène, rend très ap-
prorimarits les résultats de celte méthode.
3, La biotite
3.1. Description et évolution générale
La biotite est présente dans tous les faciès du complexe plutonique. mais sui-
van: des pourcentages et des habitus différents, Dans les cumulats gabbroïques, elle
est a l'état de trace et ne se développe que comme produit réactionnel amphibole-li-
quice. Dans les diorites et tonalites, elle subsiste encore à l'étal réactionnel en bor-
dure ou au coeur de l'amphibole, mais elle commence à cristalliser en phases pri-
mares automorphes en faibles proportions dans le liquidus. La biotite ne cristallise
en phases primaires notables qu'à partir des granodiorites dans lesquelles, les rap-
por.s Biotite (bio)/ Amphibole (Am) restent toujours supérieurs à 1. Dans les grano-
diorites et rœnzogranires. elle est essentiellement automorphe el plus rarement en ha-
bins réactionnel. Dans les termes de fin de cristallisation (adamellires et microgra-
nitet) la biotite devient la phase ferromagnésienne principale.
Comme J'indiquent les séquences de cristallisation, dan~ ~es termes précoces
de: unité basique. la biotite est en phase accessoire el son appannon est ~OU)ours car-
dive (subsolidus) et liée aux réactions coronitiques de l'a~phibo~e et ~u liquide. Dans
les :ermes intermédiaires et acides, elle est précoce mats n'est jamais en phases cu-
mu.us comme l'amphibole et le plagioclase dans les termes cumulatifs.
Les caractères optiques de la biotite varient aussi large~ent des termes pré-
coces aux termes les plus évolués. En effet, du pléochroïsme fal,ble dans les bruns
clars à beige dans les cumulats de gabbros, on passe à des teintes plus sombres
(brm à noir) dans les termes granodioritiques (s.1.).
Les transformations subsolidus er post-solidus dans les roches affectent SUT-
tou les biotites des roches les plus différenciées. Ces biotites se réduisent à des
choritisarions et à des associations symplectiques magnétite + sphène.
3.2.
Evolution chimique et degré de substitution.
Les compositions chimiques et les formules structurales des biotit~~ som
co-signées dans le tableau 4.4. Ell~s indiquent une relall~e ~o~og~~elté de
conposiûœ et se regroupent amour d une ~~leur moyenne de !TI~ ~ mg ~ ( Fe+
MJ)/ (Fe+ Mg+Mn) de 0,58. Cette composiuon moyenne des biotites reflète un en-
ricaissement en fer.

---

\\
-257-
\\
CPL
CPL
CPL
CPL
CPL
CPL
CPL
CPL
CPL
0012
0013
0015
0020
0027
0028
0034
0043
0044
SI02
3673
3667
3709
36.59
·37 10
3769
3729
372fJ
3784
Ti02
301
3 14
267
2.94
116
206
122
182
163
AL203
1548
1532
1607
1554
15.58
1531
1516
. 1495
1533
Cr20J
1621
16.51
1828
1849
1673
1701
1588
1831
18.05
Feo
030
0.35
032
025
0.28
027
011
0.29
022
MnO
118
11 51
11 17
11 34
13.2l1
1270
1277
1212
1103
MI!O
01
000
Dao
002
000
000
010
000
006
CaO
06
002
013
006
012
002
010
008
009
Na20
934
847
93
958
9.31
961
959
923
9 1
K20
000
000
000
000
006
000
000
001
000
Cr20J
000
000
012
000
000
000
000
002
000
TOTAL
92 94
9206
9515
9481
9362
9467
92.12
9409
9335
K
1836
1675
1801
1869
1819
1859
1 898
1808
1787
Na
0018
0006
0038
0018
0036
0006
003
0024
003
Ca
0002
000
0000
0003
0000
0000
0000
0000
0010
1856
1.681
1 839
1890
0186
1865
1928
1832
1824
sr
5659
5686
5628
5596
5682
5715
5784
5720
5825
ALlV
2341
2314
2372
2404
2.318
2285
2216
2280
2175
T
8000
8000
8000
8000
8000
8000
8000
8000
8000
ALVI
0471
0486
0503
0398
0495
0452
0556
0426
0607
Fe
2089
2141
2320
2. 365
2143
2157
2060
2351
2324
MI!
2710
2660
2526
2585
3031
2870
2952
2773
2. 530
Mn
0039
005
0041
0032
0036
0035
0014
0038
0029
Tl
0349
0366
0305
0338
0134
0235
0142
021
0189
Ni
0000
0009
0015
0000
0000
0000
0000
0002
0000
Cr
0000
0000
0,000
0000
0007
0000
0.000
0001
0000
T
5657
S7(J7
5710
5718
5847
5749
5724
5801
567&
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
400
4 DO
400
9683
95 .92
991.0
9873
9753
9862
9598
9799
9724
XFe
044
045
048
048
041
043
041
046
048
XMl?
056
05 5
052
052
059
057
054
054
052
Tableau 4.4
Analyses chimiques représentatives et formules structurales des
biotites du Complexe plutonique de Laminia- Kaourou .
Les biotites sont caractérisées par des teneurs élevées en A1203, Ti02 et
Fe203t, variant très peu au sein d'un même groupe de roches. Cependant, au cours
de la différenciation marquée par l'augmentation de la teneur en Si02 des roches to-
tales, nous avons noté des variations caractéristiques: les teneurs en Ti02 diminuent
tandis que celles de Al203 et les valeurs des rapports "mg" augmentent légèrement
(figA.6 ). De telles variations au sein des biotites ont été observées dans d'autres
complexes plutoniques calce-alcalins (Nockolds, 1947; Dodge et al.,1969; Fiali et
Vejnar, 1976; Pons, 1982, Fabri ès et al., 1984; Nachit et al., 1985).
Les compositions chimiques des biotites reportées dans les représentations
A1203-Fe203t-MgO (Nockolds , 1947) et AIIV/AlcA1203 (%) (Gagny,1968) se
placent dans le domaine des roches à biotite et amphibole (figA .7 '. La biotite pré-
sente une évolution caractérisée par un trend ferreux depuis les biotites réactionnelles
plus magnésiennes( phlogopite) des termes basiques, aux biotites des monzogranites
du massif de Kaourou , Cette tendance est confirm ée nar la position des biotites dans
le diagramme Mg-Fe+2+Mn-AlVI-Fe+3+Ti (fig.4. 8) de Foster (1960). Dans ce dia-
gramme, nous avons choisi pour la partition du fer, la méthode de Czamanske et
Wones (1973) avec Fe203 (Fe+3) = 0,7 Fe2031. Les résultats obtenus dans ces
diagrammes sont conformes aux caractéristiques pétrographiques des roches hôtes;
la partition du fer selon cene méthode semble donc convenable.

---

-258-
1
lot gO
•
,.
30
e
e 0
eo
eO~"
e.> 1
"
1
2 0
1;,"
/
"
»: Il,/ /
•
","'"
"
III /
/ '
,// IV
o.
/
,
"
"
o.
"
"
,,"
Figure 4:7
Position des biotites analysées dans les termes représentatifs du complexe dans le
J
diagramme triangulaire AL20] - FeO - MgO: 1 = Domaine d biotite + amphibole,l
1= Domaine à biotite seule, III = Domaine à biotite + muscovite, IV <Domaine à
biotite + silicates d'alumine. Limites des champs d/aprés Nockolds( 1947);
••
,.
Fe 2 +Mn_
Figure 4.8
Position des biotites dans le diagramme de Foster : évolution comparée du trend
d'évolution (LK) des biotites du complexe étudié avec les trends typiques "ferreux"
et "ferrique'ï Nous noterons l'évolution de LI( dans le domaine des biotites magné-
siennes suivant le trend ferreux.

---

-259·
Dans la figure 4.9 nous avons comparé le trend d'évolution du complexe de
Laminia-Kaourou avec ceux observés dans d'autres complexes calco alcalins. Nous
constatons que le complexe étudié présente le même trendferreux que celui décrit par
Dodge et al.(l969) dans le complexe de Sierra Nevada et par Pons (1982) dans le
complexe plutonique de Burguillos.
Fe 3 +
•
SM - - - - - - - - - - 0 . . ./.
Hi. Hio
LI(
OF.
..-
Fe 2 +
Figure 4.9
Evolution de la composition des biotites dans le diagramme de Wones & Eugser
(1965). Avec Fe3+ = 0.17 Fe203r (Czamanske & Wones, 1973).Les lignes SN, B,
LK sont respectivement les trajectoires d'évolution du batho/ite de Sierra
Névada(Dodge, 1969) complexe de Burguillos(Pons,/982) er complexe de Laminia-
Kaourou
Les tendances chimiques et substitutions dans les biotites. Se traduisent p~ :
-les teneurs en Si augmentent légèrement avec la différenciation et passent de
5,58 dans le massif de Laminia à 5,82 dans celui de Kaourou;
- dans le site des saturations tétraédriques (IV), l'alumine suffit toujours à
combler le site et est souvent en excès;
- en position octaédrique (Y), l'excès d'alumine AIVI. fluctue avec
l'augmentation du rapport "mg", tandis que Ait esquisse corrélativement une légère
augmentation. Dans le diagramme Ait -Mg (fig.4.1O), les biotites cristallisant en
phase primaire dans le liquidus, sont situées dans le champ des granitoïdes de lignée
calce-alcaline, défini par Nachit et al. (1985). Les légères variations constatées au ni-
veau de Alt, suggèrent un léger enrichissement en alumine des liquides résiduels; ceci
est compatible avec la cristallisation du plagioclase en phase cumulative, même dans
les termes différenciés (Ech.I72).
/
- les cations de Ti en position octaédrique de même que ceux de Mg, Fe et
Mn marquent une diminution en fonction de l'augmentation de "mg" et des cations
Si.

---

-260-
AI,
C."c.
','
,
I ......C
..'•, '0
•
0 0
",
,
..
e.e
,•
,
!,jgure 4.10
.Diagramme AL.r- Mg (% atomique) ". Les limites des différentes lignées magma-
tiques (Ale) alcaline ,(Subalc) sabakaune ,(C.alc) calco-alcaline.som d'aprés Nachit
el al (1985)
3.3. Implications pétrologiques
Les variations compositionnelles des biotites exposées ci-dessus, sont carac-
térisées en particulier par la substitution majeure Mg H
Fe, responsable de
l'augmentation du fer au dépens du magnésium. Ces variations se traduisent par une
croissance significative du rapport'tmg" en fonction de l'augmentation de Siü2 dans
la roche totale. Ce trend de variations du "mg" se rapproche plus du trend de la
"série ilménite" que de celui de la série "magnétite défini par Ishihara (1980) et
Czamanske el al.(1981) dans les granitoïdes du Japon. Cependant comme le faisait
remarquer Michael (1984) pour le trend ilrnénite des granitoïdes de Paine (Sud de
Chili), l'ilménite également dans le complexe plutonique de Laminia- Kaourou n'a été
détectée nulle pan et les oxydes ferroritanés sont représentés par de la magnétite.
L'augmentation des valeurs de "mg" dans la biotite indique une nette ten-
dance à l'oxydation des biotites. Ceci suggère sur le plan pétrogénèse que les condi-
tions de cristallisation ont subi des variations de fugacité d'oxygéné (fOZ). Les
conditions du milieu étaient certainement plus oxydantes en début de cristallisation,
comme en témoigneraient le fractionnement précoce de la magnétite dans les termes
de l'unité acide et l'établissement du trend ferreux des biotites d:;::.; lee Iiqvides les
plus différenciés. La fugacité d'oxygène, très élevée dans les termes basiques, est
consécutive au fractionnement précoce de la magnétite. Dans les termes acides, la fu-
gacité d 'oxygéné du milieu est surtout contrôlée par l'importante phase fluide qui a
dû s'installer en fin de la phase liquidus, comme l'indique le développement d'un ré-
seau important de phases pegmatitiques et de faciès à miaroles.

---

1
-261-
,
Depuis les travaux d'Osborn (1962) de Wones et Eugster 1965) et
d'Albuquerque (1973). il a été démontré que la distribution de Fez", Mg et Mn da.ns
les biotites, dépend étroitement des paramètres T (température), f02 (fugacité
d'oxygène) et des conditions de cristallisation. Ainsi en l'absence de couples magné-
tite-ilménite en équilibre, permettant l'application des géothermomètres T.f02 de
Buddington et de Lindsley (1964), nous avons tenté d'approcher les paramètres T et
f02 de cristallisation. en combinant le diagramme Fe2+-F3+-Mg et la grille f02-T de
Wones et Eugster (1965). Evidemment, la méconnaissance de la partition ~e2+_~3+
dans la composition des biotites. entraîne beaucoup de réserves dans I'esnmanon.
•
10
"
Figure. 4.11
Estimation des conditions de cristallisation des termes de l'unité acide(granodiorites
et monzo-granùes} du complexe de Laminia-Kaourou dans la grille T-log f02 de
Wones sous une prësston totale> pH20=2 Kbars
Cependant. le calcul approché par de Fe2+, effectué suivant la méthode de
Czamanske et woecs (1973) semble bien convenir pour les raisons que nous avons
évoquées plus haut. Dans ces diagrammes. les biotites suivent une trajectoire
d'évolution LK localisée entre les courbes tampons Ni-NiD et Hem-Mt pour
l'essentiel des biotites des granodioriies du massif de Laminia, et entre les courbes
tampons NiO et QFM pour les biotites des monzogranites du massif de Kaourou
(figA.I1.). La trajectoire LK du complexe est située en dessous de celles des bio-
tites du complexe calce-alcalin de Sierra Nevada (Dodge et al.,1969) et de
Bourguillos (Pons,1982). Elle est marquée par une baisse des conditions de cristalli-
sation des termes acides de Laminia aux faciès du massif de Kaourou.
Les conditions de cristallisation estimées par cette méthode donnent des tem-
pératures de cristallisation de l'ordre de 925 0 dans les 'termes de l'unité acide de
Laminia et de 830° lors de la cristallisation des monzogranires de Kaourou. Les fu-
gacités d'oxygéné équilibrées à des pressions totales (Pt) =. f1-.I20 = 2Kbars. varie-
raient quant à elles entre -12 < logCOz -c aIS.
De tels paramètres de cristallisation impliquent l'existence de conditions ré-
ductrices en fin de cristallisation, ce qui laisse supposer une augmentation des phases
fluides en fin de cristallisation.

---

J
, 1
-262-
4.
Les amphiboles
4.1. Description et évolution générale
L'amphibole est un minéral ubiquiste qu'on retrouve dans LOUS les termes du
complexe. Au cours de la différenciation, elle apparaît sous un habitus variable. Dans
les termes gabbroïques elle se présente sous forme de plages poecilitiques, essen-
tiellement en remplacement du pyroxène. Dans les termes intermédiaires et acides,
elle est précoce juste aprés le plagioclase. Elle apparaît en individus subautomorphes
à automorphes non poecilitiques dans les diorites, tonalites el granodiorites. Dans les
termes ultimes (adamellires et microgranites associés) l'amphibole ne subsiste plus
qu'à l'état de traces.
Les amphiboles sont pléocbroïques de teinte beige à brun-ven, non zonées et
généralement maclées (100). Leur nature hornblendique est confumée par les carac-
tères optiques suivants: Np: 1.635 - 1.640; Ng/c: 18°.21 0
Les processus réactionnels avec les liquides sont fréquents et très divers dans
les termes basiques et intermédiaires et dans un moindre degré, dans les termes gra-
nodioritiques. Ces processus se traduisent par la transformation de l'amphibole en
biotite jaune verdâtre. La" biotitisarion "débute dans les cumulars de diorites par des
modifications à partir des clivages. Dans les diorites quartziques et tonalites, elle est
très poussée et aboutit parfois à la transformation complète de l'amphibole en biotite
ou en associations symplecriques komblenâe« biotite + magnétite wchlorite
+ sphène ± quartz. La réaction suivante rend bien compte de ce processus:
Hornblende + K20 (magma) -) Biotite + quartz. + spbène. En effet en
l'absence de cristallisation de feldspath potassique (phase tardive) dans les termes
basiques et intermédiaires, le magma résiduel s'enri-bit en KZO par cristallisation de
phases précoces non potassiques et peut ainsi réagir avec la hornblende pour former
de la biotite. D'autre pan, la déstabilisation des hornblendes, entraîne la libération de
Si, Ca et Fe dans le liquide relativement plus sursaturé en SiOz et probablement plus
riche en TiOz, facilitant la syncristallisation en phase subsolidus de l'association
symplectique.
4.2. Evolution chimique et substitution.
Lescompositions chimiques représentatives et les formules structurales des
amphiboles (TabIA.5) montrent qu'il s'agit d'amphiboles calciques alumineuses. La
répartition des cations dans les sites a été faite selon la méthode de Robinson (1982).
Dans la classification de Leake (1978) les compositions des amphiboles du
complexe sont localisées dans un domaine restreint, allam des hornblendes pargasi-
tiques aux édénites (figA.12 ). Dans la représentation AIIV_ (K+Na) d'Hallimond
(1943), les compositions évoluent suivant le trend pargasitique depuis les horn-
blendes jusqu'aux édénites (figA.13). Cette évolution correspond à une substitu-
tion de type AllY HSi.
Le caractère magnésien des amphiboles est confirmé par les valeurs des rap-
ports "mg" qui sont toujours supérieurs à 0,54. ;\\:.: ('()l1!S de J'évolution des liquides
les variations de ce rapport sont minimes et se réduisent à ce lf~l,~es fluctuations:
"mg" augmente légèrement des diorites aux granodiorites de Laminia, puis diminue
dans les monzogranites. Cette diminution légère de "mg" traduit un enriehissement
en fer relativement modéré; elle est compatible avec la tendance ferreuse constatée
dans révolution cristallogénétique des biotites en équilibre. Elle exprime une substi-

---

-263-
Gob"""
Diorites
Granodiorites
Monza nmÎtes
Point
0041
0045
0049
0127
0128
0009
0010
0016
0018
0019
0024
0035
0039
SIOl
4101
4481
4438
47 Il
4595
4508
4453
4344
4177
4S 22
4577
4671
4685
TI02
100
1,47
1,68
1.06
1,3:2.
160
1.60
127
1.51
1,22
135
1,25
1,16
AL103
6
". 1008 784 782 '6' 977 900 , 3 8,39 738 744 7.05
CrZ03
0
0.00
0,00
0.00
0.00
0.00
0,01
0.00
0.00
0,05
0,01
0,00
0,01
F . .
16 1
1692
1328
1484
1492
13 60
1468
14 10
1390
1495
\\S 32
1483
16,19
MnO
0,68
0.28
0,07
0,36
0,43
033
0,35
0,52
040
0,50
0
1
0,64
0,47
MO
1 09
1087
12.18
12,35
1211
1238
11 85
11 27
1231
1250
1203
1296
Il'
C.O
1109
Il,56
Il,84
12,09
11,48
t1 55
11.93
1138
Il,57
1177
u.n
11,61
11,36
,
NaZO
166
160
1,87
123
146
166
138
'"
1
1"
1 27
1.60
1 61
K20
0,59
0,71
0,71
0,75
D,58
0,'
0,76
073
0,85
0,63
079
0,70
0,84
F
000
000
0.00
000
000
000
000
000
000
000
000
0.00
000
CL
0.00
0,00
O.
0.00
0,00
O.
0.00
000
0.00
0.00
0.00
0,00
0.00
TOTAL
97 2
96,60
'609
9763
9607
se 6'
9686
9326
9539
9676
96,14
9774
9744
Fe203 CAL
56'
320
071
1"
352
Hl
329
235
413
'06
344
4,63
3,51
FEO CAL
11,39
14,04
12,64
13,05
11,75
10,98
11.72
Il 98
10,18
10,40
12.22
10,66
13,m
H20 CAL
2.03
199
2,
203
201
202
202
194
199
202
200
204
202
N. TOTAL
99.92
98,91
98,16
99,86
98,43
99,00
99,21
95,43
97,8
99,29
98,48
100,25
99,81
SI
6,942
6,144
6,643
6,938
6,862
6610
6,613
6,709
6.580
6,699
6,860
6,847
6,944
ALIV
1058
1 256
lJ57
1 062
1,138
1330
1387
1 291
1,420
1301
1 140
1.153
1,056
T
'.1100
',1100
&,1100
'.000
8.000
',000
8.000
• 000
8,000
'.1100
'000
8,000
'.1100
ALVI
o.ici
0,230
0,422
0,299
0,239
0,361
0,323
0,348
026'
D,lM
0,164
0,133
0,175
CR
01100
0.1100
0000
0.1100
0000
0000
0,001
0.000
000
0,006
0,001
0.000
0,001
TIC
0114
0,166
0,189
0,111
0,148
01711
0,179
0,448
0.171
0,136
0,152
0,138
0,129
FE3+
0633
0.362
0,80
0220
0396
0324
0.368
0273
0467
0564
0388
0511
0392
t"EZ+
1.406
1.768
1,583
1,608
1,4611
1,359
1,456
1,548
l 281
1,289
1,51'2
1,307
1,615
MN
0 "
0,036
000'
045
0 "
0041
044
006.
0051
0,63
0,65
079
0059
MG
2.661
2.438
2,717
2,711
2,695
2,730
2,623
2,594
'" 2,760 2,687 2,831 2,628
C
'1100
',000
'000
'000
5000
4993
4993
4979
4 "6
4. 981
4. 990
'00
5,000
FE2+
0.000
0.1100
0,000
01100
0000
0.000
0,000
0000
0000
0.000
0000
0000
0,000
Mn
0.1100
0,1100
0,00
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0,000
0,000
M
01100
01100
000
0000
0.000
0000
0000
0000
0000
0.000
0000
0000
0,1100
C.
1,755
1.864
l,899
1,008
1,837
1,831
1,898
1,883
1.864
1,8&8
1,881
1,R24
\\'804
N.
024'
0136
0101
0092
0163
0169
0102
0117
0136
0.132
0119
0176
0,l'~6
•
2.1100
2.1100
1,000
2.000
2.000
2.000
2,000
2.000
2JlQO
2.1100
2000
2,000
2,000
N.
0.230
0,331
0,442
0,259
0,260
0,307
0,296
0,347
0 16
0,308
0,250
0,278
0,261
K
oIII
0136
0136
0141
0111
0,151
0,144
0144
0163
0119
0151
0131
0159
A
Oj41
0,467
0,577
04
0370
0458
0.440
0,491
0479
0,427
0,401
0.409
0,426
TOTALCA
15 41
15,467
15,577
15,400
15,370
15451
15,432
15,470
15415
15,408
15,391
15,409
15.426
XMG
0654
0580
0632
0628
0,647
0,668
0643
0626
0683
0,682
0637
0684
0,619
NOM
MGHB MG UR
EDIIB
MGHB MGHS MGHB MG liB
MGHA
MGHB
MG liB
MGHB
MGlIl'I
MGHB
Tableau 45.
Analyses chimiques représentatives et formules structurales des amphiboles du Complexe
plutonique de Laminia-Kaourou. Calculfonnule structurale sur la base de 230,

---

-264-
v / /
1,0
P:c1;IlIt,
MOrllblucl,
'c1;11
"Mt-
"'1
0""
0, •
O·
e.~ ~
e
°
~",'
[" ,,
1
J
',S
•
,
•
0,'
Si
Figure, 4.12
Répartition des compositions des amphiboles des roches du complexe plutonique
LK dansla représentation de Leaket1978)
•
l,'
"
Tr
0. e.
Figure. 4·13
Evolusion de la composition dans la représentation AUVI(K+Na) de Ha//imond
(1943).Ts= Te; P= Pargasùe; Ed« Edénùe; Tr= Trémolite.
turion de type Mg----Fe2+ probablement très limitée.Si nous considérons les coeffi-
cients de distribution KD(Hb---Bi)Fe dans les termes acides, ils sont toujours infé-
rieurs à 1 et très proches de 0,79 (FigA.l3). Ces valeurs d'après Fiala et al. (1976)
sont caractéristiques des granodiorites à couple hornblende - biotite en équilibre. La
figure 4.14, montre l'allure des droites reliant les couples hornblende-biotite coexjs-
tant dans les termes de l'unité acide. Ces couples en équilibre témoignent de ccndi-
rionsde cristallisation à l'équilibre (Ewart et al.1975; Fialael al.. i ;'jt~~.
Dans ~e .diagra~e. de corrélation (AIIV (Bi?) - ~OIV) Rb dans les paires
hornblende-biotite en équilibre (fig.4.15). tous les POlOlS s'étalent le long de la droite
d'équilibre hornblende-biotite définie par .Grbatschev (1970); ceci indique l'état
d'équilibre de l'amphibole.

---

-265-
\\ ,
e •
•••,
,
",\\
,,
l ,
,,
, 1
, l
.i
.
Figure. 4.14
Evol~on des couples hornb/ende- biotite des termes basiques
etacuJe~ du.cor;qJlae dans le diagramme Ca-Mg-(Fe+Mn).
-
~s dfOl~es .1ndlquenr les minéraux coesuuanu.les droites en
tiretésîbiotùe uen plein (hornblende).
--..
Bi AIIV
8
L.._..L_~__~
Hb Al IV
c.e
8
0.2
Figure.4-15
Variations de l'alumine dans les sites rérr~driques dans les paires hornblende (Hb
ALlV) _ Biotite (Bi AUV)Les variations des paires suivent la droite d'équilibre
Hornblende-Biotice définie par Gorbasscbev (1970).

---

-266-
1 j
dans
Dans s la figure 4.16 nous avons résumé les variations de substitutions
la composition des âÏiiPhiboles.
- - M , g
"
GO
,
,
',0
','
6,75
',0
~ Z5
~O
Mg
','
,
~, AllV
f O'
t
Al V,
O,Z
[
20
T;
[ O.O~
Figure. 4.16
Diagrammes de variation de composition (%atomique) des amphiboles(enfonction
de celle des teneurs en Si dans le site (Z).
En position tétraédrique (siee JV=Z), J'alumine (AIt) suffit toujours à saturer
le site. Le nombre de cations Si varie légèrement de 6,58 dans les granodiorites à
6,94 dans les monzogranites. Les teneurs en AIIV entrant dans ce site dessinent une
évolution marquée par une décroissance liée à la différenciation. Dans les termes dio-
ritiques où les amphiboles réagissent très souvent avec les liquides, Si présente des
variations plus étalées.
A l'intérieur du site ocraédrique (site Alvl = M3), AIVI est assez homogène
pour un même groupe er présence de légères variations allant des diorites aux mon-
zogtanites. Les calions Ti, Fe2+ et Mn entrant dans le même site que AIVI varient
peu. Elles fluctuent et souvent crès largement à l'intérieur d'un même terme. Dans le
détailles tendances som beaucoup plus nettes dans les rennes acides; Ti et F~2+
évoluent-inversernenr en passant des granodiorites de Laminia aux monzogranites du
massif de Kaourou (Ti diminue, Fe2+ augmente).
Mg varie beaucoup moins que le fer et reste toujours supérieur à 0,5 comme
dans les biotites en équilibre

---

Dans le site A. K augmente des diorites aux granodiorites. L'augmentation
des cations K dans la composition des amphiboles des termes les plus acides ( mon-
zogranites) serait, d'après les données expérimentales de Helz (1973), en rapport
avec un enrichissement propor tionnel en K20 du liquide en équilibre. Le caractère
plus potassique des amphiboles des monzogranites du massif de Kaourou traduirait
ainsi un caractère plus évolué des liquides de ce massif par rapport à ceux du massif
de Lamlnia. A l'inverse de K. Na(A) varie très peu dans le sens d'une diminution
avec 'la différenciation des liquides. Cependant, dans le sire A, le rapport KlNa reste
faible et traduit le caractère légèrement sodique des amphiboles.
Les différentes variations chimiques observées dans les amphiboles des
termes du complexe peuvent traduire. d'après Saxéna et Elkstom (1970) dans la chi-
mie des amphiboles calciques, une substitution qui peut s'écrire;
4.3. Implications pétrologiques
Comme nous l'avons fait remarquer dans l'étude des séquences de cristalli-
sation, au cours de l'évolution du complexe. les amphiboles apparaissent et cristalli-
sent différemment en passant des termes précoces basiques aux termes plus évo-
lués. Dans les termes gabbroïques. l'amphibole apparaît tardivement comme phase de
transformation subsolidus du c1inopyroxène, qu'elle borde ou le contient en relique.
Dans les termes intermédiaires et plus acides, les amphiboles sont "primaires". Elles
apparaissent en phases liquidus en remplacement du clinopyroxêne et syncristallisent
ou sont légèrement postérieures par rapport aux plagioclases. Dans les granodiorltcs,
l'amphibole précipite quasi simultanément avec les plagioclases, elle est légèrement
antérieure aux biotites.
Ces différents types de cristallisation des amphiboles permettent de distinguer
dans l'évolution du complexe, deux stades de cristallisation caractérisés par leurs
conditions pérrologiques.
i- Le premier stade correspond à la cristallisation des termes précoces de
l'unité basique (cumulats gabbroïques). La séquence de cristallisation de ces gabbros
est caractérisée par la cristallisation de clinopyroxène et de plagioclase comme miné-
raux de liquidus, l'amphibole n'apparaissant que tardivement en phase subsolidus.
Une telle séquence est compatible. d'après les résultats des nombreux travaux expé-
rimentaux sur les conditions de stabilité des phases minérales (Yoder el TiLley .1963;
Eggler, 1972; Holloway et Burnham, 1972 ; Hclz, 1973; Eggler et Bumham,
1973...), avec un magma renfermant moins de 2% de H20. Des conditions de cris-
tallisation permettant une grande stabilité du plagioclase correspondent à un milieu
anhydre avec des Pfuo entre 0 et 3 Kbars pour des températures supérieures à 9500
(fig.4.16). Dans ces conditions, l'amphibole n'apparaît que tardivement et a une
composition fortement alumineuse; ce qui correspond à ce que nous observons à la
base du complexe. Les valeurs calculées de KD Cpx -Arnph du couple clinopy-
roxêne- amphibole dans les gabbros sont voisines de 1,3. Ces valeurs indiquent
d'après Helz (1973) ; Allen et Boetchcr (1983)" des cristallisations à des conditions
prochesde 950"
ii- Le deuxième stade de l'évolution correspond à la cristallisation des diorites
et roches plus acides de l'association. Il est marqué par la disparition du clinopy-
roxène et la co-précipitation amphibole calcique-plagioclase. L'amphibole remplace le
clinopyroxène dans la phase liquidus et cristallise parfois en phase cumulus. Ces
modifications dans l'ordre de cristallisation supposent des changements dans les
conditions du milieu.

---

-268-
1
}
_
L'abondance de l'amphibole en phase liquidus nécessite des conditions très
enrichies en eau. ce qui est en accord avec la tendance pa:gasîtique de l'amphibole
(Boyd,1959). Les résultats des nombreux travaux expérimentaux portant sur les
conditions (f02,T, PH20) de stabilité de l'amphibole dans la fusion de roches à
composition andésirique ou basaltique( Gilbert, 1966; Eggler et Burnham, 1973;
Cawthorn et D'Ham, 1976; Barriére, 1977) permettent actuellement de préciser les
conditions de cristallisation des amphiboles préeoces. De même les courbes de stabi-
lité de Yoder et Tilley et d'Eggler et Burnham (1973) dans les figures 4.16, permet-
lem d'estimer les températures entre 925 0 et 8500 pour des PH2ü très élevées,
proches de la pression totale (Pt entre 5 et 7 Kbars) et pour des fugacités d'oxygéne
proches de celles du tampon Q F M. Cene augmentation de la pression partielle des
fluides dans les liquides résiduels et dans l'intercumulus des cumulats de congélation
(cumulats gabbroïques) pourrait expliquer la destabilisation des minéraux précoces et
l'épidioritisation des cumulats de gabbro.
5. Les plagioclases
5.1. Description et évolution générale
Les plagioclases se retrouvent dans tous les faciès du complexe. Us
apparaissent eh cristaux automorphes aplatis suivant (010) et en sections allongées
suivant leur axe cristallographique (c). Leur habitus et leur agencement dans la roche,
déterminent presque dans tous les faciès, une fabrique planaire bien individualisée
paralléle à l'allongement des ferromagnésiens.Dans les gabbros ils apparaissent en
phases cumulus légèrement postérieur au clinopyroxène. Dans les termes dioririques
ils cristallisent presque en même temps que les amphiboles en tablettes automorphes
traduisant à l'affleurement des figures de litages magmatiques parfois bien marquées.
Dans les termes plus acides les plagioclases représentent toujours la phase prédomi-
nante: ils sont subautomorpbes et moulés dans les faciès granodioritiques et monzo-
granitiques par des feldspaths alcalins Inrersririels.
Les plagioclases présentent régulièrement les macles albite ou albite-carlsbad,
sur lesquelles se surimpose parfois la macle en péricline. Dans les gabbros les pla-
gioclases sont très souvent totalement saussuritisés eh un assemblage de séricite- cal-
cite ± quartz et plus rarement en épldote. Dans les termes plus différenciés. les trans-
formations postmagtnariques, affectant les plagioclases som très limitées el se rédui-
sent à une légère séricitisation du coeur du plagioclase. Au contact du feldspath alea-
lin, le plagioclase a réagi en figures de myrmékites.
Dans les termes de base du complexe, une éventuelle zonation du plagioclase
est difficile à discerner à cause de l'étal d'altération très avancé. Cependant dans le
cas des cumulats gabbroïques rapprochés par leur texture aux cumulars de congéla-
tion de Brown (1965), on a pu admettte que le liquide intercumulus elles précipitats
(olivine, clinopyroxène el plagioclase) ayant longtemps coexisté avaient dû réagir en
croissance POSt cumulus au cours de la baisse de température, favorables aux ré-
équilibrages chimiques.
Dans les diorites, les plagioclases mieux conservés, sont fréquemment af-
fectés au coeur de "patchy zoning"(Vance,1965) ou de "dusty zone" (Tsuchiyama,
1985). Ces types d'altérations se traduisent par un coeur poussiéreux. entouré d'une
frange limpide. à zonation simple. Ces altérations témoignent vraisemblablement ue
phénomènes de résorption (Vance, 1965 ; Tsuchiyama, 1983,·1985). Actuellement
les mécanismes de formation de ces structures sont diversement interprétés. Certains
auteurs les rattachent à des modifications physico-chimiques internes au magma en-

---

~ \\
U -269-
core resté dans la chambre magmauquê-tvaoce, 1965; -Tsuchiyama el Takahashi,
19~3; Smith et Loîgren, \\983; Tsuchiyama, 1985; Motrice et Gill, 1986). D'autres
évoquent plutôt des phéno"!èn~s d'hybridation magmatique (S~urama, 1.981;
Hoper, 1985). Les différents temoms de mélange magmatique entre liquides basiques
et liquides plus acides déjà soulignés dans l'étude de la structure du Complexe, vont
dans le sens d'un mécanisme par mélange de magmas de chimisme différent. Toute-
fois les données expérimentales de Smith et Lofgren (1983) sur les mécanismes de
zonation dans les plagioclases. ont bien confirmé, qu'au cours de l'ascension du
magma à travers la croûte, se produisaient des modifications des paramètres phy-
siques, en particulier la pression, la température et la saturation en eau. De tels chan-
gements physico - chimiques sont favorables à la résorption et à la précipitation de
plagioclase plus sodique.
Dans les roches plus acides, les phénomènes de zonation, Sont plus fréquents
et plus complexes. La zonation est normale et multiple dans les tonalites, de type os-
cillatoire de faible amplitude (2 à 5% An) dans les granodiorites et mcnzogranues.
Dans ces roches les plus différenciées de l'association, l'organisation de la zonation
du plagioclase est souvent perturbée par la surimposition de phénomènes secondaires
de démixions anti-perthitiques. Ces phénomènes sont couramment rencontrés dans
les monzogranites porphyroïdes du massif de Kaourou. Les associations en figures
de syneusis sont également très fréquentes dans les tonalites et les roches plus évo-
luées.
5.Z. Composition et évolution chimique
Dans les différents termes de l'association, le plagioclase apparaît toujours en
phase liquidus et précocement. La composition des plagioclases varie de labrador (An
55-60) dans les gabbros à l'andésine dans les diorites et ton alites et à l'oligoclase
dans les granodiorires et monzogranites.
La cristallisation du plagioclase dans ces cumulats gabbroïques est légère-
ment postérieure au clinopyroxène ; le plagioclase ne subsiste qu'en relique de labra-
dor entourée d'une couronne plus albitique.
La diminution des pourcentages d'anorthite constatée dans les plagioclases de
l'association au cours de la différenciation se fait corrélativement à l'augmentation de
la PH20. Ceci est en désaccord avec les observations de Yoder (1969), Arculus et
Wills (1980), Drake ( 1976) Tait (1985) selon lesquelles le pourcentage de Ca dans le
plagioclase est contrôlé essentiellement par la PH20et qu'à température égale,le pla-
gioclase en équilibre dans le bain silicaté est plus calcique en milieu hydraté qu'en
milieu anhydre. Mais si l'on admet que les termes acides de l'association ont cristal-
lisé dans un magma fortement déprimé en CaO après l'accumulation des cumulats
gabbroïques, on conçoit mieux le caractère plus acide des plagioclases des termes
acides cristallisant en milieu fortement chargé en eau. De même on explique plus fa-
cilement enoore,les couronnes el tâches de plagioclases plus acides cristallisant en
seconde étape à l'intérieur des plagioclases précoces. Dans le même ordre d'idée, le
caractère très peu basique des plagioclases des gabbros, pourrait être une consé-
quence des conditions anhydres dans lesquelles ils ont cristallisés.
6. Les feldspaths alcalins
6.1. Description et évolution générale
Le massif de Kaourou est caractérisé par l'existence de trois générations de
feldspath potassique, de taille et d'habitus différents.

---

-270-
b) Des mégacristaux (type mqui se distinguent par leur grande taille (entre 1
et 2 cm) ;ils sont en tablettes automorphes à subautomorphes disposées suivant un
alignement préférentiel paraIléle à la fluidalité magmatique. Ils sont généralement
poecilitiques avec en inclusions des microphénocristaux de plagioclase reconnais-
sables par leur macles, des lamelles de biotites et/ou de petits cristaux d'amphibole;
ce type TI caractérise le massif de Kaourou par rapport au massif de Laminia.
c) Des ultramégacristaux (type lm dont la millepeut atteindre 7 cm. Ce type
de feldspath à une répartitîon bien définie le long des zones de cisaillement et il est
souvent associé à des veines d'aplopegrnatites,
Au plan pétrogenèse, le type 1 ne pose pas de problème majeur; son carac-
tère tardif ne fait souvent aucun doute. Par contre, le problème de J'origine et de la
genèse des mégacristaux de feldspath potassique est souvent rencontré dans les
associations calce-alcalines (Goldschmidt, 1954; Marmo, 1963; Sabourdy, 1975;
Casanova, 1979; Orsini, 1980; Mehnert et Busch, 1985) et diversement interprété. Il
a été entre autre proposé du fait des nombreuses interactions entre plagioclase et feld-
spath potassique (antiperthites, myrmékites), un processus de microclinisarion des
plagioclases (Hubbard, 1967; Mehnert, 1967; Barth, 1969). De telles hypothèses ont
été par la suite proposées par de nombreux auteurs (Gamsoré, 1975; Casanova,
1979~pourexpliquer la présence fréquente de ces MFK dans les granites de type
Baoulé du Prcrérozoïque inférieur de l'Afrique de l'Ouest. Dans le cas du complexe
l Kçles observations de terrain, l'étude texturologique et les analyses chimiques
d'éléments tels que Ba, Sr, K el Na dans les générations de feldspaths et les plagio-
clases des termes de fin de cristallisation, permettent de discuter du problème de leur
génèse et de leur origine.
6.2. Origine et génese des mégacristaux de feldspath potassique
A) Les feldspaths alcalins de type II,
A.l Les arguments texturologiques
L'étude de la disposition et de la répanition des inclusions dans le mégacristal
de feldspath potassique révèle une disposition périphérique des inclusions plus ou
moins paralléle aux faces du mégacristal (photos A er B; PL.4.VIIl). Une telle dis-
position semble être le résultat d'une post-croissance magmatique du cristal déjà
formé au liquidus (Hubbard, 1980) mais qui a subi une surcroissance au stade sub-
solidus probablement grâce à la circulation de fluides riches en potasse; cette circula-
tion des fluides serait favorisée par les rejeux de grandes failles crustales ayant per-
mis la structuration du massif de Kaourou.
De même le remplissage des fractures affectant les MFK par des minéraux
de la pâte comme le quartz, le plagioclase, est aussi un argument en faveur de la
cristallisation des feldspaths potassiques de type Il en phase liquidus en tant que
phénocristaux.
A.2. Les arguments chimiques
Le rableau.a.e donne les concentrations en B:, Sr, r:."o, l'~o.i20 des phénc-
cristaux de feldspath potassique du type Il caractéristiques des monzogranites de
Kaourou et des microphénccristaux de plagioclase en inclusions. Les analyses ont été
effectuées à la microsonde suivant les conditions analytiques exposées en annexe.
Les figures 4.17 schématisent les variations de concentrations des éléments analysés
du coeur vers la bordure du phénocristal.

---

-271-
Plagioclases
Mégacristaux de feldspath
potassique
Cœur ·
bordure
Cœur
bordure
Batoum) 00.00
0
1400
1400
13.300 24.000 20 .300 18.300
24.500
1.200
560
Sr(ppm)
6.000
6700
3500
400
1500
800
00.00
00.00
4200
0
125
K20(%)
0,01
0,08
0,11
0,15
15,97
16,25
1641
15,92
14,35
15.98
16.2
Na20(%
12,39
1194
10,81
10.41
0,24
0,36
0.35
0,32
038
0,45
0,24
Si02(% )
66,2
66,34
63,1
63,26
63,17
62,39
63.17
63,21
65,38
63,85
64,52
Tableau 4.6.
Concentration en Ba, Sr, K20-Na20, Si02 des phénocristaux defeldspatli potassique et
de plagioclases caractéristiques des monzogranites de Kaourou (CPLK)'
Nous constatons une forte concentration en Ba (24000 ppm) au coeur qui
diminue progressivement vers la bordure jusqu'à 12000 ppm pour ensuite tomber
brutalement à 80ppm; le Sr a un comportement inverse; les teneurs augmentent du
coeur très pauvre «80 ppm) vers la bordure (1500 ppm) . Les teneurs en K et Na
restent constantes le long du cristal.
Si nous comparons les compositions des plagioclases automorphes de la
granodiorite à rniaroles de Laminia et des rnicroph énocristaux de plagioclase (An 19)
en inclusions à la périphérie du MFK, nous constatons une baisse des teneurs en Sr
dans ces rnicrophénocristaux de plagioclases. Cet appauvrissement en Sr semble tra-
duire la baisse de concentration en Sr dans le liquide au cours de la différenciation et
marque le caractère tardif des microph énocristaux de plagioclase en inclusions; il
confirme en outre le caractère plus tardif de la bordure périphérique.
De telles variations dans les concentrations du Ba dans le feldspath potas-
sique ont été observées par Orsini (1980), Mehnen et Büsch (1985) dans des MFK
et interprétées comme les indices d'un processus de cristallisation polyphasée du
MFK La forte concentration du Ba dans le feldspath est à relier à une cristallisation à
haute température; en effet selon Goldschmidt (1954) la distribution du Ba entre le
feldspath et le liquide diminue fortement avec la baisse de température.
Nous pouvons donc retenir pour les MFK des rnonzogranites du complexe
LK une évolution polyphasée, marquée par le début de la cristallisation au liquidus
de phénocristaux de feldspath potassiq ue et par la poursuite de ce développement en
phase solidus.
B) Les ultrarnégacristaux ' de feldspath potassique (type. III)
.
La texture des cristaux géants de feldspath ne révèle aucune empreinte de
déformation. Sur le terrain ce type de feldspath se rencontre uniquement dans les
zones de cisaillement, associé à des veines de pegmatites. Mais ce qui nous semble
important à noter, en dehors de leur forte concentration le long des shear zones est
leur étroite association avec un champ de pegmatites qui sont très souvent nettement
sécantes à la foliation qui est paralléle aux structures planaires du massif'-
Une telle disposition traduit leÜr formation en phase postrnagmatique.

---

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Fi()!n'~_4 .17
Variationsdes concentrations en Ba er Sr dans un mégacrisral defeldsparh potassique
(MFK: type Il) des monzogranues du massijde Kaourou:
a)- Variations des teneurs en Ba, Sr du coeur (e) à la bordure (B) du cristal
de MFK; les points correspondent aux points d'analyses.
b)- Zonëographie des concentrations en Ba du coeur vers la bordure du
cristal de MFK,

---

Les estimations des conditions de cristallisation par les géotherrnomètres
classiques de Buddington et Lindsley (1964) ne me paraissent pas ~ci très signific~­
tlves. En effet la présence des lamelles d'ilménite à l'intérieur des cristaux de lJ)agn~­
tite suppose un rééquilibrage ultérieur de la tiranomagnérite et probablement des phé-
nomènes d'oxydation subsolidus.
7.3- Le zircon
li apparaît précoceme~l.[,et' se renco~tre plus fréqu~mmentd~ns les ,faciès
acides en inclusions dans les biotites ou parfois dans les plagH:~~lases. ~extracnon du
zircon dans ces faciès est envisagée ultérieurement pour ~ne indexation selQ~ la ty-
pologie de Pupin (1980) et pour des mesures gécchronologiques complémentaires.
7.4- Le sphène et l'allanite.
Ce sont les minéraux accessoires les plus fréquents avec l'apatite dans les
différents termes du complexe. fis sont souvent en cristaux isolés bien automorphes
ou en inclusion dans les minéraux c~di~~ux.
IV. CONCLUSION A L'ETUDE MINERALOGIQUE
L'étude des séquences de cristallisation avec 'en paralléle celle des conditions
de cristallisation et des variations compositionnclles du magma, permettent de tirer les'
conclusions suivantes sur les caractéristiques minéralogiques du complexe:
• Des termes basiques précoces aux termes acides les plus évolués. les COm-
positions chimiques des phases minérales varient très peu au sein d'un même groupe
de roches. EUes ne présentent plutôt que de faibles fluctuations au cours de
l'évolution générale de l'association.
• Mais ce qui nous semble le plus significatif dans la minéralogie du com-
plexe. sont les variations compositionnelles des séquences types, parallèlement aux
changements des conditions physiques du milieu de crisrallisarion. Ainsi l'étude de
révolution chimique et des degrés de substitution des phases minérales a permis en
panant des résultats expérimentaux, d'apprécier correctement les modifications des
conditions physico-chirniques au cours de l'évolution générale. Ainsi de la séquence
anhydre à clinopyroxène et plagioclase des termes basiques précoces, correspond un
milieu de.cristallisation à pH20 assez faible. pour permettre à l'amphibole de cristal-
liser en phase hquidus. Ensuite. dans la course de cristallisation. l'amphibole apparaît
au liquidus consécutivement à la disparition du clinopymxène et à l'augmentation du
pourcentage d'eau dans le magma.
• L'évolution minéralogique du complexe serait donc marquée, par
l'augmentation progressive des conditions de saturation en H20 jusqu'à saturation
totale (PT:: pH20) correspondant à la fin de la cristallisation; ceci suggère un fonc-
tionnerœnt en système ouvert permettant un apport d'eau.
.
~ Les conditions de stabilité des phases minérales permettent de retenir des
conditions de fugacité d'oxygène, à la limite des tampons Ni - Niü et Hem- Mt. Les
températures décroissantes de 950-830° pour des pressions initiales à.PH20:< 2Kbars
jusqu'à saturation totale (PT= PH20 entre 5 et 7 Kbars).
.
• Les phénomènes de rééquilibrage des titanomagnétites supposent des
phases d'oxydation subsotldus.

---

CHAPITRE. 4
CARACTERISTIQUES GEOCHIMIQUES DU
COMPLEXE
PLUTONIQUE
LAMINIA·KAOUROU
I.
INTRODUCTION
Les observations de terrain, de même que les données pétrographiques et mi-
néralogiques, ont permis de mettre en évidence dans le complexe deux unités; une unité
basique (UB) associée à une unité acide (UA). Les différents termes pétrographiques
identifiés. varient des cumulats gabbroïques aux adamellites. Us constituent un véritable
continuum d'évolution pétrographique caractéristique d'associations cogénëtiques (Dia.
1985; Dia et Rocci, 1986). Ces mêmes données permettent d'associer le massif de
Laminia très différencié au massif de Kaourou plus évolué (monzogranites), dans un
même complexe plutonique Laminia-Kaourou. De tels caractères, pour un même com-
plexe plutonique suggèrent une évolution par processus prédominant de différenciation
par cristallisation fractionnée. Cependant, l'évolution magmatique par processus de
différenciation par cristallisation fractionnée de certains complexes pluto-
niques calce-alcalins (Quérigut, Ploumanach.. ..) présentant les mêmes caractères pétro-
graphiques n'est pas évidente et parfois même écartée (Albarède et al., 1980; Fourcadc
et Allègre, 1981; Cocherie, 1986). Dans la caractérisation géochimique, nous tenterons
d'identifier le type d'évolution géochimique du complexe.
Les termes pétrographiques des différentes unités ont été échantillonnés, sui-
vant une maille régulière représentative de l'ensemble du complexe et des associations
magmatiques. Ils ont fait l'objet d'analyses chimiques qui ont porté sur les éléments
majeurs, les éléments en trace et les terres rares. Pour compléter ces informations qui
souvent ne constituent pas des critères discriminants, nous avons effectué sur certains
échantillons caractéristiques des analyses et datations isotopiques de Rb-Sr; elles
complètent les quelques données isotopiques Rb - Sr obtenues par Bassot et Vachette
(1984) sur le batholite de Kakadian.
Les analyses chimiques des éléments majeurs et des éléments en traces repré-
sentatives des différents termes du complexe sont représentées sur le tableau 4.7
Dans le diagramme de nomenclature RI-R2 de de la Roche et al. (1980)
(figA.18 ),les termes acides du complexe se répartissent dans les champs des grano-
diorites et des rnonzogranites. Les compositions basiques et intermédiaires forment un
nuage de points, JUSte au dessus du champ des granodiorites.
La dispersion de la composition de ces termes moins évolués, suivant les pa-
ramètres RI et R2 basés sur les éléments alcalins et ferromagnésiens, souligne le rôle
prépondérant du plagioclase et des ferromagnésiens qui doivent conrrôler les processus
de différenciation de cette suite.
Dans la grille de nomenclature Q-P (fig. 4.19) de Debon et le Fon (1982). les
différents termes s'ordonnent en une suite continue depuis les gabbros (go) jusqu'aux
adamellites (ad). Ces différents résultats confirment les données pétrographiques et sont
en accord avec les compositions modales.

---

••
•
• • •
• •
'000
GO
~t~
---------
---
POO
2000
Figure. 4.18
Répartition dt la composition des termes pétrographiques des différentes unités du
complexe de Laminia- Kaourou dans la représentation chimique RI:::: 4Si-ll
(Na+K) - 2(Fe+Ti) et R2~6Ca + 2 Mg + AI de De la Roche et al.L 1980).Ga~
champ des granites alcalins. Mg=- champ des monzogrcnites, Gd= champ des
granodiorites.
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•
. Figure.4.19
Diagramme A-B deDebon & Lefort ( l '1" A~ AI-(K + Iv.H l Caï; 8 ~Fe .. Mg + Ti
Lasérie caJce;tU~a/ine de Lamùüa-Kaourou est ptus ou mm'tS parallèle à la droite BACZ
défime par les auteurs et typique du calco-alcali« troru1hjérnin"que.

---

-277-
- - - - - -
N"20
6
0
00
•
0
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•
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•
K
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•
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6
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•
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•
1
•
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•
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Ti Û2
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•
•
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•
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0
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• • • 000 o
0088
0
•
,
12
45
50
.0
Figure 4.20.
Diagramme de corrélation des éléments majeurs dans Je complexe de Laminia-lcaourou :
Ronds noirs»: unité basique, Ronds vides = unité acide.

---

-278-
II. LES CARACTERISTIQUES GEOCHIMIQUES
1. Les Etérnents Majeurs
Les variations des teneurs en éléments majeurs des différents termes pétrogta-
phiques du complexe sont représentées sur le tableau-v." et les' figures-a .20
,,"
"'--
Les teneurs en 5i02. Na20 et K20 assez taibles dans les termes nasiques
augmentent régulièrement à mesure que la composition des liquides devient de plus en
plus évoluée. Les valeurs extrêmes de ces éléments. des méladiorites aux monzogra-
nites sont: SiOz de 45,51 à 72,42 %, N'20 de 0,65 à 5,61% ; K20 de 0,93 à 3,94%.
Les concentrations en Fe203t. MgO~et Cao présentent de très bonnes corréla-
tions positives: elles diminuent progressivement avec J'augmentation de l'indice de dif-
férenciation exprimé par SiOz ; cette tendance expüqce très bien la baisse de la fraction
ferromagnésienne et celle de la teneur en enormite des plagioclases dans les termes les
plus acides .
Les variations des teneurs en A1Z03 sont moins nettes, en particulier dans
l'association du massif de Laminia ; les teneurs élevées dans les gabbros et les diorites
(de 17,01 à 20,06 %) diminuent légèrement dans les tonalites (environ 15,50 %) et
augmentent légèrement dans les faciès typiques des granodiorites à amphibole et biotite
(Gd Ab: Ech.17Z). Dans le massif de Kaourou, les variations en fonction de Si0:2 som
plus nettes . Les teneurs en Al203 diminuent des monzogranites aux microgranires et
demeurent toujours plus faibles que celles des granodiorites.
Les teneurs en Ti02, relativement fortes dans les termes précoces diminuent
dans les termes différenciés.
Les teneurs en P20S sont relativement faibles: elles sont comprises entre 0,4
elO,1 %. Elles diminuent nettement en fonction de l'augmentation de SiÛ2 et présentent
ainsi le même sens de variations que la série calce-alcaline du SW du Pacifique
(Evert, 1981). Nous pouvons donc suggérer pour le plutonisme de Laminia-Kaourou
un caractère calce-alcalin de type orogénique,
Dans la représentation AFM = (N'20+K20)·FeOt-MgO) (fig.a.z t ), nous
notons le caractère relativement différencié du complexe de Laminia-Kaourou. Tous les
points représentatifs des analyses chimiques du complexe se disposent dans le champ
calce-alcalin et s'ordonnent suivant un droite linéaire dans les termes acides, succédant
ainsi à une disposition "en crosse" des termes de l'unité basique. Cene évolution est
marquée par un léger enrichissement en fer dans les termes cumulatifs de base (gabbros
et diorites), suivi d'un rapide enrichissement en alcalins et d'une chute du Fer et du Mg.
La distribution des pointés dans ce diagramme indique une évolution compa-
rable à celles des barhclires californien (Carmicbael et al.,1974) el péruvien (Mc
Court,1981 ) et des complexes du Querigut (Marre,1974) et de Burguillos <let Cerro
Pons,1982) .
. Dans le vdiagramme AIZ03.FeO*-MgO de Besson et Fonteilles (1974)
(fig.4..22), le report des pointés des analyses permet de constater une parfaite continuité
de~ terrees ; ils s~ répartissent le long et légèrement à droite du trend d'évolution (ea)
définissant les liquides calce-alcalins. Cependant, si les termes acides ct intermédiaires
montrent une répartition très groupée le long de ce trend, les compositions dès tenues
basiques sont plus dispersées. Celte répartition n'est pas aléatoire et confirme le carac-
'têre cumulatif du plagioclase, phase majeure dans l'unité basique et dans les granodio-
rites à amphibole et biotite (Eeh.172). La position excentrée vers le joint Fe203-MgO

---

1
MASSIF
DE
LAMINIA
1
Unité basique
(UB)
Unité acide
(UA)
md
d
d
o.
10.
d
da
t.
od
od
od
od
od
od
zdm!
lod
ad
od
N°ECH '5111 2424 85173 861212 861211
85L3 2461
24618
Ll21 2430
D63
8662
172
8416
8522
87L
153
2465
stoz
45.51
49.73
5263
53 17
53.2
55.46
5905
60.95
6445
64.93
65.04
6561
66.55
68.32
7071
7104
71 72
7187
Ti02
173
091
075
091
067
069
076
071
046
046
031
035
031
035
021
016
016
016
A1203
13 09
2006
1871
10 09
1701
1593
1694
15 51
1582
15 96
1532
1575
17 47
1528
16.03
1496
1589
1565
Fe203t
17 12
974
878
11 95
885
967
621
594
458
445
232
405
236
264
166
1.99
1 21
1.23
MoO
023
021
016
021
017
016
009
008
009
006
005
006
004
006
003
004
001
002
MoO
826
359
323
872
394
503
408
3 81
213
192
093
1 91
1 15
1 38
067
072
043
044
Cao
1098
882
701
10 21
776
701
693
656
381
384
211
355
309
306
226
166
197
2.02
Na20
065
397
387
213
495
369
34
352
427
407
462
471
561
495
534
446
486
5.18
1<20
093
1 12
2.17
103
1 41
1 84
145
146
3 17
3 21
324
239
241
294
246
394
296
2.57
nos
041
056
057
013
041
023
021
022
019
013
.d
014
007
008
004
007
002
0.02
H20
104
119
163
1 18
133
078
08
109
075
089
082
1 31
093
062
045
0.55
059
0.55
N
-.>
-c
,
ITOTALI 99.931 99.911 99.51 1 99.73 1 99.71 199.89199.921 99.85 199.82199.92198.99199.74[99.99 1 99.68 199.91199.72199.72199.711
'il
102
165
105
68
141
110
190
51
158
147
155
148
124
105
146
96
96
Nb
13
4
5
7
6
5
3
6
8
5
9
.
5
.
6
9
-
Sr
357
1298
1100
268
875
719
673
109
611
586
502
1125
485
816
407
659
725
Rb
77
14
75
34
57
67
26
15
109
106
112
37
97
62
154
60
56
N;
289
51
34
74
41
66
188
213
19
34
17
37
26
38
22
34
30
Cr
280
57
21
134
142
122
264
321
40
33
25
29
29
21
27
15
14
C.
161
174
35
'"
'" 267 151 '"
12
12
<10
6
6
3
6
2
10
Y
12
12
21
20
25
20
21
19
16
19
16
13
7
23
11
9
10
V
od
rd
rd
330
'"
rd
'"
264
59
'"
63
'"
28
'"
17
rrî
od
Ba
rd
m
'"
rd
rd
ID
ID
ID
801
rd
725
ID
734
ID
624
ID
ID
KlRb
121
800
289 1
300
246
275 1 558 1
580
1 291 1 300
287
1 649
303
300 1
ID
493
459
Rb/Sr
0215
001
0071
013
006
0091004 1 023
10181018
022
1 003
021
0.ü7 1
ID
009
007
. Tableau 4.7 A
Analyses chimiques représentatives du massifde Laminia (Complexe plutonique de
Laminia-Kaourou).

---

1
MASSIF
DE
KAOUROU
1
m-;j
m-;;-
m'
m'
m'
m'
m"
ad
m-;;-
".
,.
".
,.
En
En
-
.N°ECH.
185
259
824
010
837
2431
847
157
874
8725
8450
8602
Dl51 K10
8669
5102
6508
6887
66 91
6959
7011
7009
705
7129
713
7016
7107
7242
7576
4834
5134
Ti02
056
039
061
032
039
029
04
027
02
031
023
017
003
075
054
. Al203
1554
15,34
15,11
1477
14,71
1538
15 11
14,81
14,05
14,46
15,46
14,83
1389
1446
17,23
Fe2031
463
294
261
245
235
235
239
211
235
195
164
1 31
051
11 85
837
MnO
007
004
005
004
005
003
006
003
005
004
003
003
003
019
016
NI"'"
203
134
1 11
1 14
109
1 01
089
073
065
084
061
051
009
841
668
CoO
355
257
259
243
271
231
251
1 95
192
174
1 87
1 88
oIl
11 12
961
Nn20
391
459
449
452
461
411
449
425
485
467
556
547
502
2,16
286
K20
357
307
339
318
211
379
351
383
335
345
221
255
408
014
036
n05
011
008
-
001
-
005
-
006
004
009
009
003
rd
009
o19
mo
081
059
051
59
063
052
08
048
088
2 Il
104
044
066
271
221
1 TOTAL 199,861 99,821100,391 99,04199,65[99,931100,66199,81199,841 99,82199,81 1 99,64199,171100,22199,551
N
00
'?
'il
184
139
128
129
145
40
128
105
48
43
47
N"
4
2
8
1
1
5
5
4
19
7
5
Sr
371
462
374
485
443
321
770
704
41
98
815
Rb
130
95
113
108
100
20
40
67
137
19
4
Ni
48
45
30
41
35
235
17
18
16
167
175
Cr
69
58
21
23
21
923
10
10
<10
205
208
ce
. 30
751
<10
2
2
24
7
19
<10
88
-
y
17
13
·8
11
12
20
19
7
12
18
16
.-v
lti
ni
32
.
ni
lti
lti
258
19
13
<10
od
181
•. !la
rd
lX!
779
lti
lti
lti
lti
lti
lti
623
lti
lti
K/Rb
301 1 330
281
352
383
1725 1 552 1 380 1 293 1 74
1 900
-Rb/Sr
0.35 1 0,21
0.31
0.22
0,22
0,06 1 0,05 1 0,09 1 3,34 1 0,19 1 0,005
Tableau 4.7.8
Analyses chimiques reprëseruatlves du massif de Kaourou (Complexe plutonique de
Laminia-Kaourou}.

---

-281-
F
. ' - - - - - -
--1
•
Figure. 421
Position des unités acides et basiques du complexe de Laminia-Kaourou dans le
diagramme A (Na20+K20) + F(Fe203t) - M(MgO)Limite de séparation entre séries
calco-alcaline (ca) et tholéiitique (th) d'oprés Irvine (1973).Champ en pointillés ~ aire
de répartition de lac omposition des unités du complexe de Laminia -Kaourou.
Remarquez l'aspect en crosse et la tendance d'un léger enrichissement en fer.En.
comparaison,les trends d'évolution de quelques complexes plutoniques ca/co-alcalins
: C = du batholite californien.; Q=comptexe de Querigut (Marre,1974) ;P= batholite
péruvien

---

282-
A 0,
s c
\\
r \\ \\
1211 '
\\
\\ \\
\\ \\'"
,
\\
'0
Figure.4.22
Répartition de la composition des termes du complexe plutonique de Laminia·
Kaourou dans le diagramme triangulaire AL20)- Fe2031-MgO dt; Besson et
Fonteilles (1974). Les courbes d'ëvoiutiow des liquides thdëiitiques (th) el calco-
alcalins (ca) SOnl tirées de Besson et Potueiliesï1974) et celles des cumulais ca/co-
alcalins (e ca) et cumulais tholéiutques (eth) sont a'aprës Besson et Capitant(1976)
lëgérement nwdijiées.

---

-283-
par I'intersect Fe20JfMgO = 60/40 des termes précoces de l'unité basique (171 et
1211) est conforme au fractionnement précoce des ferromagnésiens (clinopyroxène et
amphibole) et au caractère tholéütique "relique" de la souche.
'
Les représentations Na20 -K20-CaO (Barker et Arth, 1976) (fig. 4.23a) et Q-
A-P adaptée par Lameyre et Bowden (1982) à partir du diagrarrune modal de nomen-
clature classique (fig.a.za permettent de mieux caractériser cette tendance évolutive
calco-alcaline. Les points représentatifs de l'ensemble du complexe se localisent dans le
champ des andésites calce-alcalines modernes.Leur ligne d'évolution est très compa-
rable à celles d'autres séries calce-alcalines typiques; cependant. elle s'écarte du calco-
alcalin classique et se rapproche plus de celle des granitoïdes orogéniques d'affinité
calco-alcallne de type trondhjémitique CTdj. L'allure de la courbe de variation
du complexe est caractérisée par des teneurs décroissantes du Cao dans les termes tar-
difs et un rapport K20/Na20 toujours inférieur à 1 (de 0,2 à 0,8), tandis que la somme
des alcalins augmente avec l'acidité. L'infléchissement de la courbe vers le pôle Na20,
confirme aussi cette tendance et reflète d'après Olade (1976) un caractère trondhjémi-
tique.
Ce caractère calce-alcalin trondhjémitique est confirmé par le report des
courbes d'évolution magmatique dans le diagramme modal QAP. Dans ce diagramme,
l'essentiel des points représentatifs suit le trend d'évolution (b) correspondant au calco-
alcalin pauvre en K20 (Lameyre el Bowden,1982) et typique de la tendance rrondhjé-
mitique. Nous noterons cependant, l'alignement des pointés des termes précoces de
- l'association suivant l'évolution (rh) d'affinité tholôiitique, ce qui confirme encore la
tendance initiale d'enrichissement en fer des termes de base de l'association. Ce carac-
tère n'est pas spécifique au complexe plutonique de Laminia-Kaourou, mais semble
général dans les batholites composues, associant des unités acides et basiques. n pose
ainsi le problème des rapports génétiques entre les différentêë unités. et celui plus
controversé de la génèse de l'évolution magmatique calce-alcaline.
Le caractère trondhjémitique confirmé des granitoïdes du complexe de
Laminia-Kaourou (CPLK) les rapproche des granitoïdes archéens (TTG)
associés aux greenstone belts {Barker, 1979; ~ ; ~ Martin,
1987). De même, les rapports FeOt/(FeOt+MgO) toujours <1 el variant très légère-
ment (de 0,58 à 0.78). sont comparables à ceux observés dans ce type de granitoïdes
(Anderson et Cullers, 1978).
Les divers diagrammes exposés plus haut pour la caractérisation géochimique
du matériel, confirment la nature calco-alcaline à caractère trondhjémitique de
l'association acide-basique du complexe plutonique. Cette association évolue entre les
gabbros typiquement méta lumineux et les adamellites légèrement peralumi-
neuses.sulvant un trend d'évolution (LK)/paralléle au type BAcz. L.a liane
! j~volutionderéférencedéfinie v danslediagrammeQ-PdeDebonetLefort(1982)
- est de type calco-alcalin à transitionnel entre le calce-alcalin franc et le subalcalin
sombre.
Dans l'histogramme NCNK* (non représenté) le caractère métalumineux se
reflète aussi par des rapports molaires AV(Ca12 + Na + K) à 92 % <1.1. Ces valeurs
indiquent une association cafêmique à tendance alumino-cafémique.
Les caractéristiques chimiques et pétrographiques de l'association. comparées
à ceiles des granitoïdes définis et décrits par Chappell & White (1974), Takahashi et
./
al.(1980), Coltins et al .(1982), Pitcher (l98~), White & Chappell (1983), Whalen
.,
(1985), Whalen el al. (1987) et Front & NUrnll"(1987) permettent de les rapprocher des
granitoïdes de type 1 à caractère orogénique d'origine mantellique (M-rype).La classifi-
cation génétique sur la base des enclaves et la fréquence des minéraux ferrotitanés
(magnétite et sphène), de même que le mode d'association et de gisement. avaient déjà

---

-284-
,,0
'0
CoO
Figure. 423a
Diagramme NalO - K20 -CaO el courbes âëvolutton typiques de séries calco-
alcalines: CA= catco-alcalln classique .CTdj = calco-atcohn trondh.jlmitique (Baker
and Artb ,1976).
o
Figure. 423b
Répartition des compositions modales du complexe de Laminia-Kaourou dans le
diagramme modal Q-A-P avec différents trends d'iv'J/utiolt magmatiques d'aprës .
Lameyre etBowden('1982):Th= séries tbolëiùiques, a= calco-alcalin pauvre en !QO ,
(trondhjémitiques); calco-alcalin: richeen K20

---

-285-
permis de rapprocher l'association CPLK du type I et d'envisager une origine manrel-
lique.
Les diagrammes chimiques KlNa - AV (Ca/2 + Na +K) et Na20 - K20
(figA.24) confirment cette classification. Les rapports AV(0J2 + Na +K) vanent très
peu de 1,09 à 1,23, avec 92?,o des. te~es a~e~ u~ r,ap~ort < l.-l: De même le rapport
des alcalins (lC/Na) est toujours inférieur a 1unite. Ces vanauons de rapports sont
conformes à celles observées par White et Chappell (1983) pour les granitoïdes de type
1 du SE de l'Australie.
',---~----------~
KlNa',
s
,
•
~N·••
c.•
'A
"
,~
AV (Ca/l + Na +K)
. NaiD •••
•
eo••~
•
00
•
..•••
•
•
•
K2 0
•
•
•
•
Figure. 424
Classification des granitoïdes du complexe plutonique de Laminia-Kaourou (CPLK)
dan!
les
diagrammest a}
NalO
-
K10
(%)
et
(b)
K10INalO
AllOJI(CaO+NalO+K10)ln droite de séparation entre les champs des granitoïdes
de type 1 et S d'aprés White et Chappell (1983)
2. Les Eléments en Traces
Les variations des élèments en traces dans les granitoïdes du complexe LK
sont retracées dans les diagrammes des figures
a) - Diagrammes de variations de Ni, Cr, Rb et Sr en fonction de Si02
(fig.4.25) .
- Dans ces diagrammes nous observons des corrélations plus ou moins bonnes
de ces éléments par rapport aux teneurs en Si02.
Les métaux: de transition Cr, Ni fortement compatibles au cours des proces-
sus de différenciation parcristallisation fractionnée, montrent unebonne corrélation li-
néaire; leurs teneurs diminuent dans les liquides résiduels.

---

-286-
Cr
•
•
•
•
•••
.000 '(gl
NI
~
•
• • •
• •
~~
• {)O
,
Sr'---'
oc
100
•
0
• •
o:W'
•
0
•
•
0
-r
oc
100 i-
Rb
0 o~
0
0 80
•
cP
•
0
•
•
0
10 1-
•
1
0
.,
45
SiOl
.
FigureA.25
Diagramme de variation Ni. Cr, Rb & Sr enfonction de Si02 des fermes du Complexe
plutonique de Laminia-Kaourou.

---

-287-
Les variations du Rb et du Sr sont moins nenes ; elles sont marquées par une
baisse des teneurs en Sr tandis que le Rb diminue globalement avec la différenciation.
Ce trend d'évolution est similaire à ceux. définis par~) dans
l'évolution du batholite de Louis Lake par différenciation par cristallisation fractionnée.
Le comportement du Rb et du Sr se reflète aussi dans l'augmentation du rapport Rb/Sr
et la baisse du rapport KlRb en fonction de l'augmentation de la sil.ice.Ce comportement.
peut s'expliquer par l'aspect cumulatif des termes cr le fractionnement fortement
contrôlé par le plagioclase et le pyroxène (Pliilpotts et Schnetzler, 1970;Banson, 1978).
h) Zr, Y
Ces éléments ont des comportements variables au cours de l'évolution de la
série. Dans les termes gabbroïques cumulatifs, les teneurs en Zr et Y augmentent rapi-
dement dans les leucogabbros et passent respectivement de 68 à 141 et de 20 à 25ppm.
Dans les faciès dioritiques et plus acides, le comportement général de ces éléments est
différent et se marque plutôt par une diminution au cours de l'évolution de I'associationj
cette diminution est très nette dans les liquides de fin de cristallisations (joints pri-
maires et microgranites).
c) Th et U
A cause de leur caractère fortement hygrorragmaphile, les teneurs en Th et en
U sont très souvent utilisées pour suivre les processus magmatiques (Joron et al.,
1976; Treuil, 1982). Les teneurs en Th et U de quelques échantillons caractéristiques
d'unités du complexe LK sont présentées dans le tableau.a.r bis.
242_4
172
8422 8446111 84.50
8413 86_121.1
Th
1 19
2.31
1 72"
2'"
302
273
196
U
021
65
III
, 4
052
071
076
u/Th
071
281
0'"
OS8
o 13
026
039
Tableau 4.7.bis
Teneurs en Th et U des quelquesfuciès types du Complexe plutonique de Laminia-
KtIblUOU.
Les teneurs en Th sont dans l'ensemble assez faibles (1.1-3,82); elles aug-
mentent grossièrement vers les faciès évolués.
Les teneurs en V sont elles aussi très faibles (0,21 - 0,78) dans les faciès ba-
siques el intermédiaires du massif de Laminia et dans te microgranite (8450) du massif
de Kaourou; elles augmentent dans les termes acides de Laminia : faciès à miaroles
(1,72) et granodiorite à biotite et hornblende (6,5). Cette augmentation de l'Uranium
dans les granodlorites à des pourcentages > 4 est très certainement du à un apport de
U au cours des processus postmagrnatiques .
Dans le diagramme logarithmique Th-V (figA.26), les points représentatifs
des termes de l'unité basique (gabbros et diorites) et la granodiorite à biotite et amphi-
bole de Laminia donnent de bonnes corrélations linéaires avec une forte augmentation
des teneurs vers les termes plus acides; ce trend est compatible avec une suite magma-
tique évoluant par cristallisation fractionnée à partir d'un seul liquide. Les points L3
(diorite quartzique) et 8422 (faciès à miaroles) du massif de Laminia de même que 8450

---

(microgranite du massif de Kaourou) présentent des écarts de part et d'autre de la ligne
de corrélation des termes basiques. Ces écarts de linéarité n'impliquent ras nécessaire-
ment le non-cogénétisrne entre ces rennes acides et ceux définissant la corrélation; ils
peuvent traduire soit l'hétérogénéité de la source mantellique, soit des taux de fusion
légèrement différents du même matériel source (Cocherie, 1986), soit un phénomène
de contamination dans la chambre magmatique en système ouvert (O'Hara, 1916).
u
'0
10
'"
a
"UI
•
142.4
•
Th
10
Figure 426
Corré/a/tion Th-U dans les termes du complexe plutonique Laminia-Kaourou.
d) Variations des éléments Y, Nb, Rb: diagrammes de
caractéri-
sation de Pearce (1984)
Comme nous l'avons souligné dans le cas des roches volcaniques de la série
de Mako, les variations des éléments tels que l'Y, le Nb et le Rb (s'il n'est pas très re-
mobilisé) sont assez symptômatiques d'un. environnement tectonique de mise en place.
Grâce à leurs propriétés discriminantes actuellement bien établies. ces éléments sont
utilisés depuis quelques années, par Pearce et a1.(1984), Harris et al.(1986) dans des
diagrammes teetonomagmatiques pour cerner le palée-environnement des zones à gra-
nitoïdes en l'absence de termes effusifs. Ces diagrammes permettent entre autres de
distinguer les granitoïdes liés à un volcanisme d'an; insulaire ( VAG) de ceux des rides
océaniques ou des marges actives.
, Dans les figures 4.27, nous avons corrélé ces éléments (Y, Nb. Rb) avec 'la
variation, de teneurs en SiÛ2. Leur examen révèle les points suivants:
'
.
".. ~ les différents termes du complexe LK ont des teneurs en Y toujours < 25
pprn, qui les distinguent nettement des granites d'environnements de ride océanique ou
d'intraplaque.caractérisés par des teneurs en Y plus importantes; de elles 'valeurs sont
compatibles avec les granites d'arc insulaire ou de type collisionnel;
,

---

O+--~-----.--~-....,...--
......~_.-.~---j
40
50
60
70
BO
Si02
Figure 4.27
Diagramme de corrélation Y-Nb-Rb en fonction de Si02 des termes
du Complexe Laminia-Kaourou

---

. les variationsdes teneurs en Rb permettent de distinguer en fonction des te-
neurs en Si02. les granites d'arc insulaire des granites syn-collisionnels à teneurs en
Rb plus élevées. Dans le diagramme Rb-Si02.1cs points représentatifs des termes du
complexe sont tous situés dans le domaine des granites d'arc insulaire (V AG) et se
distinguent par des teneurs en Rb les. rapprochant des granites calce-alcalins d'arc de
Jamaïque (Pearce el al.,1984)
_ les corrélations des valeurs en Nb comprises entre 1 et 13 avec une valeur
exceptionnelle à 19 ppm pour l'échantillon D151 vont dans le même sens er suggèrent
pmu les granitoïdes un environnement d'arc insulaire.
Dans les diagrammes Nb - Y el Rb - (Y+ Nb) de Pearce (1984) (figA.28J,la
répartition des pointés dans le champ des VAG les distinguent très nettement des gra-
nites intraplaques (WPG) et des granites de rides océaniques (ORO).
R'
COLI
'00
•••
.PO
Y>'
••
•• .....
•
•
...... i+ CaLO
• ·0
10
•
VA'
•
o.,
· 0
."'
•
• 10
0
•
0
•
•
1
2
• 10
100
'00
2
• '0
100
1000
Y lppm)
y +Nb(PPIJl)
Figure. 4.28
D.isfr~bu..fion.des terme~ du complexe de Laminia-Kaourou dans les diagrammes de
\\ dlscr!mlnatlon. .
. Nb-Y et Rb-(Nb+Y) de Pearce et al.(1984). (COLG)=
granues de COlll~I;;;;;"VA.G)= granites d'arc insulaire.:(lVPG): granites iruraplaque
et (ORG)~granl(es des rides océaniques . M= domaine orogénique .. A= domaine
anoragénique.
e) . Les Terres Rares
Les compositions et les spectres des Terres Rares normalisées aux chondrtres
\\ t;:1des termes basiquesetacidesducomplexeplutoniquedeLaminia -Keourou, som
Illustrés dans 1-; T~b\\ e. B..
-
"'-----

---

-29'-
100
lO
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
E,
Yb
Lu
Figure. 429
Courbes de normalisation des Terres Rares (REE) par rapport aux chonârites Cl
(Evensen et al. 1978) des différents termes du complexe de Laminia-Kaourou:
a- termes basiques et incennédiaires de l'unité basique(UB) du massifde Laminia;
b- termes acides de l'unité acide (UA) du massifde Laminia et des motuogranites
du massif de Kaourou,

---

-292-
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A
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KD
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" C.
''>
8io'"0
Figure.4.30
A- Variationsdes coefficients de partition des Terres Rares des hornblendes cristallisant
dans des roches à compositions basaltique d rhyolitique, d'aprés Nagasawa &.
Schnetz/er(1971} , Arch & Barker (1976), Arch & al.(/978).
B- Courbes de variations des coefficients de distribution KD MinI Rt desphases
minérales coexistant dans les termes de l'association. Les valeurs de normalisation
par rapport aux chondrites ont éré compilées d'aprés Hamon (1978) , Fourcade et
Allégre (1981): K. Felds » feldspath potassique, PL =. Plagioclase, Hy= .
Hypersthéne, Cpx = Clinopyroxéne, Zr= Zircon, Hb= Hornblende; Ap := Apatùe,
Sph= Sphéne ).

---

-293-
On peut noter un enrichissement plus ou moins marqué en Terres Rares légères
(LREE) par rapport aux Terres Rares lourdes (HREE) et un changement de pente du
trend général des spectres qui passe de La/Sm := 4,8 dans les LREE: à Gd/Lu =1,6
dans les HREE. Ces variations se font corrélativement à l'augmentation de l'acidité des
liquides
Dans tes différents spectres, l'europium présente une anomalie positive très
modeste (EufEu* entre 1,1 et 1,4), dans les limites des précisions analytiques.
L'absence ou le caractère très peu prononcé d'anomalies en Eu ne reflète pas le carac-
tère cumulatif et le fort contrôle excercé par le plagioclase, dans la cristallisation des
différents termes de l'association. Les données de la pétrographie et de la géochimie des
éléments majeurs ont révélé le comportement cumulatif et-la cristallisation précoce des
plagioclase et clinopyroxène: on devrait s'attendre plutôt.à des anomalies en Eu plus
prononcées et non celles observées dans les spectres. Il faudrait donc envisager dans
cette évolution, le rôle important joué par d'autres minéraux tels que l'apatite et le
sphène. Les figures 4.30 indiquent.d'une part le rôle que peuvent jouer certains miné-
raux dans le fractionnement en Terres Rares dans les liquides basaltiques et d'autre Pan"
donnent les variations des coefficients de répartition. Nous observons ainsi à. travers le
mode de fractionnement des Terres Rares dans l'amphibole, que la syncristallisarion
des amphibole et plagioclase notée lors de l'étude des séquences de cristallisation des
termes intermédiaires et acides.peut expliquer en partie le comportement de l'europium
Arth et Baker (1976) ont en effet constaté que dans un liquide daeltique, le fractionne-
ment simultané de plagioclase et d'amphibole dans des proportions sensiblement égales
aboutit à une chute des Terres Rares et une anomalie légèrement positive en Eu,
l'amphibole jouant le rôle de diluant.
Les rapports (La[Yb)N varient avec l'augmentation de Si02 et passent de 5 à
26 tandis que les valeurs en YbN varient corrélativement de 4,5 à l4. Dans le dia-
gramme (LaNlYbN)=f(YbN) (figA.31) nous comparons le comportement des grani-
tordes du complexe plutonique LK avec celui des granites archéens et post-archéens de
Finlande d'après la compilation de Martin (1987). Dans ce diagramme,les granitoïdes
prorérozorques (Protérczoïque I.A de Plumb et Gee,1987) et les granites de Laminia-
Kaourou (4,5 <YbN <14 et 4.5 < LaNfYbN < 26) ont un comportement en REE, inter-
médiaire entre les termes post-archéens faiblement fractionnés (4,5 <YbN < 20 et
LaN!YbN < 20) et les termes archéens TIG caractérisés par des teneurs en YbN faibles
(0,3 <YbN< 8,5) et un degré de fractionnement en REE très élevé (5<LaN/ YbN <150).
Par ailleurs, Arth et a1.(1978) ont signalé dans les associations calce-alcalines trondj-
hémitiques la même tendance de fractionnement des Terres Rares marquée par un en-
richissement en LREE par rapport aux BREE et des anomalies faibles en Eu. Cette si-
militude dans le comportement des Terres Rares confirme le rapprochement que nous
faisions des termes de l'association calce-alcaline trondjhémluque de Laminia-Kaourou
avec les TIG archéens.
3. Les isotopes du Sr
Les mesures isotopiques Rb/Sr effectuées sur les termes du complexe ont
donné des rapports initiaux 87S r/ 86S r entre 0,701 et 0,702. ces valeurs sont faibles et
proches de celles du manteau primitif. Elles indiquent que les granites ne résultent pas
du recyclage de matériau crustal ancien; elles confirment ainsi la genèse des granitoïdes
à partir d'une source mantellique déjà définie à partir des éléments majeurs.

---

(~)N
Yb
reo
50
1
1
A
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•
B:,
L
.
.J (Yb).
10
20
Figure. 431
Diagrammes (lANIYbN - YbN des termes du Complexe Plutonique de Laminia-
Kaourou (CPLK)_-
Comparaison de la composition en Terres Rares (REE) des granitoïdes du
complexe étudit avec celle des granitoïdes archéens Tl'G el post-archéens
{protérotoiques el pbanérozoiquesl Les données sur les granites TrG orchëens el
post-archéens sont âoprés Martin (1987).
A= Champ des granitoïdes TrG archéens;
B= Champ des granùoïdes post-archéens;
C::: Champ des gransotdes du complexe de Laminia-Kaourou, d'dge protërozoique
inftrieur (PlA) de KA_ Plumb & James (1986) .- Birimien (2195) d'oprés
Bassot et Caen-Vachette (1984).
_.

---

-295-
CHAPITRE 5
. PETROGENESE ET EVOLUTION DU CÙMPLEXE
PLUTONIQUE DE LAMINIA·KAOUROU
I. PROCESSUS
PETROGENETIQUES
L'étude géochimique des éléments majeurs el des éléments en traces montre à
travers les diverses représentations graphiques, les résultats suivants qui sont en parfait
aceord avec les observations de terrain et de pétrographie:
les granitoïdes du complexe LK sont organisés en association acide-basique
évoluant suivant un trend calco-alcalin rrondhjémitique.L'association est métalumineuse
essentiellement cafémique et d'origine profonde à signature mantellique (type 1) et à ca-
raetère orogénique;
les caractères chimiques révèlent un continuum chimique et pétrographique
entre les composantes du complexe; d'une pan encre les termes des unités acide et ba-
sique du massif de Laminia et d'autre pan entre les termes acides des massifs de
Laminia et Kaourou.
les caractéristiques géochimiques du complexe sont comparables à celles de la
plupart des complexes plutoniques calce-alcalins orogéniques. La ligne d'évolution
magmatique en forme de "crosse" est caractérisée par une nette tendance tholéiitique
des compositions des termes précoces basiques à caractère pro-parte cumulatif, mar-
quée par un léger enrichissement en fer. Cette tendance disparaît rapidement, dès les
premiers liquides, et s'accompagne d'une chute suivie d'une diminution régulière des
éléments ferromagnésiens (Fe203 el MgO) et plus irrégulière pour Al203 et Ti02. Elle
est aussi marquée par un enrichissement en Si02 et en alcalins;
Le comportement des éléments majeurs est tout à fait typique d'un ligne
d'évolution par différenciation, conformément à la théorie classique de Bowen (1928)
sur la cristallisation fractionnée des magmas. Les variations des oxydes au cours de la
différenciation semblent mettre en évidence l'existence d'une suite continue entre les
différents termes pétrographiques du complexe.
La tendance évolutive qui caractérise le complexe indique un contrôle du pro-
cessus à la fois par le plagioclase et par les ferromagnésiens. L'accumulation précoce
du clinopyroxène dans les cumulats gabbroïques est suivie par le fractionnement pré-
coce de l'amphibole dans les diorites. Ce fractionnement de l'amphibole peut avoir
provoqué, comme le proposent Best et Mercy (1967) dans le complexe de Guadeloupe,
le léger enrichissement en fer observé dans ces termes. Cerre interprétation est tout à fair
en accord avec nOS observations pétrographiques et conforme à la chronologie des sé-
quences de cristallisation exposée au tableau...
La diminution des teneurs en Cao au cours de la différenciation reflète ccrtai-
nemenr la précipitation précoce et l'équilibre incomplet des plagioclases dans les termes
basiques. De même les oscillations des teneurs en Al203 sont certainement en rappon
avec le caractère cumulatif du plagioclase dans Les diorites et les granodiorites,
Ces relations chimiques entre les différents éléments se traduisent par des
lignes d'évolution linaires. Un tel type d'évolution pour le complexe Laminia-Kaourou
est compatible avec un contrôle du processus de différenciation, par un fractionnement
précoce des phases anhydres (plagioclase et c1inopyroxène) suivi de celui de
l'amphibole et fou de la magnétite. Ces contraintes minéralogiques vont dans le même

---

-296-
sens que les séquences de cristallisation des phases minérales observées àl'intérieur du
complexe. Cependant comme le font remarquer Wright (1914), Robinson & Lcake
(1915), Lemaitre (1916) et McCoun (1981), une évolution linéaire ~s é~éments m~­
jeurs n'implique pas nécessairement une consa~gumtte. Elle pO~.lITaJ..t e~ a des ?egrcs
divers aussi bien le résultat d'un processus de melange que de cristallisation fractionnée
'(Cox el al., 1919)
L'étude des variations des éléments en traces Lors de la cristallisation confirme
l'intervention du processus de cristallisation fractionnée. En effet les bonnes corréla-
tionsobservées au niveau des éléments de transition (Cr. Ni) fortement compatibles au
cours de la différenciation indiquent une évolution à processus de cristallisation frac-
tionnée. L'augmentation des teneurs en Th dans les faciès évolués, est compatible aussi
avec une cristallisation fractionnée. Toutefois. la variation des rapports au delà des li-
mites permises lors de l'évolution par cristallisation fractionnée suppose une complica-
lion du processus par des phénomènes de mélanges avec d'autres liquides ou par assi-
milation de terrains environnants. Ceci suppose un fonctionnement en système ouvert
du type décrit par O'Hara (1977) et DePaolo (l981). Pour nous en convaincre nous
avons déterminé le taux de cristallisation (0 nécessaire pour aboutir àde telles valeurs
du rapport La/Yb suivant la méthode décrite dans le chapitre sur la série litée.
Pour que le rapport La/Yb passe de 4 à 25 sachant que les valeurs de D som
faibles (DLa < Dyb <0,5). il faudrait un taux de cristallisation supérieur à 98 pourcent,
c'est à direparfaitement inaccepta hie pour ce type de roches.
La combinaison des indications très fortes de la pétrographie et des éléments en
traces suggère donc un mécanisme mixte cristallisation ~ assimilation c'est à dire
une combinaison de la cristallisation fractionnée et de l'assimilation soit de J'encaissant,
soit d'autres magmas acides en lm processus complexe. A ce titre nous rappelons la
mise en place subconternporaine des différents complexes du secteur, révélée par la
géocluonologie et les données de terrain. Cependant les rapports initiaux 87Sr/86Sr
encore bas indiquent un taux de contamina lion assez faible ou l'intervention de magmas
mamelllques .
II. LES CONDITIONS
PHYSICO-CHIMIQUES
DE
CRISTALLISAnON
1. Les paramètres physiques
Les conditions de cristallisation de l'association CPLK ont été plus ou moins
évoquées dans l'élude de l'évolution crisrallochimique des phases minérales cristalli-
sées. Les données géocnimiques ont aussi montré que les termes du complexe éraient
issus probablement d'un magma d'origine profonde, sans doute au niveau du manteau
ou à l'interface manteau - croûte continentale. La présence de plagioclase et de clinopy-
roxène en phases liquidus dans les termes précoces implique que le magma formé en
profondeur était sous-saturé. Cependant la suite de l'évolution a été marquée par le
fractionnement des minéraux hydroxylés (amphibole el biotite), ee qui témoigne d'une
plus grande richesse en eau du magma. Ces constatations suggèrent que la série calce-
alcaline a évolué dans des conditions de plus en plus saturées en eau, depuis un magma
anhydre jusqu'à la limite de saturation. La présence des faciès miaroIitiques et pegma-
titiques bien que peu développés. suggère une évclution en phase aqueuse el permet de
supposer que la consolidation s'est faite sous des conditions de forte P:H2ü, proches
de la pression totale (l'Tl.
En nous référant aux données expérimentales de Cano (1970) el de Robertson
et Wyllie (1971), nous tentons d'estimer les conditions de cristallisation dans les dia-
grammes Pression-Température pour un système sous-saturé en eau (lKhar).

---

, .
-297-
En effet, dans ce type de diagramme P- T (fig.a.azj le trend d'évolution de la
cristallisation du magma initial Mo peut être assimilé à la droite d'évolution D. sché-
matisant le parcours de cristallisation. Le magma formé en profondeur/peut en effet,
monter rapidement dans la lithosphère et recouper la courbe de solidus (5) pour PH2Û
=PT. En détail, la course de cristallisation se caractérise par un accroissement srcces-
sif de la teneur en eau jusqu'à la limite de saturation complète du liquide résidue.. Ce
liquide va cristalliser au solidus pour PH2Û =PT correspondant à l'étape de la mise en
place définitive du pluton. La cristallisation complète se ferait à un niveau peu profond
correspondant à une profondeur d'environ 10 Km sous des pressions d'eau de Iordrc
de 2 à 3 Kbars et dans un intervalle de température entre 700 et 8()(JO.
400
600
BOO
1000
1200
2
\\
10
\\
•
\\\\\\,,
-
,
"
,
"
3
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a.
\\111
8
I~:
'0
'0 f------'---'----l---:-.l---,-hj----i
PHzO=P' ...
0,75pl
O,SOpt O,25pl
0
Figure4.32
Diagramme Pression (P) - Température (T) de Cann (1970r AB = droi.te. de
cristallisation supposée pour les roches du complexe plutonique de Laminia -
Kaourou, d partir d'un magma primaire Mo sous -saturé en H201 jusqu'au liquide
de fin de cristallisation Mn. \\fo est formé en zone profonde (manreau). A coté du
systéme sous-saturé. nous cvous représenté le systeme sanué en eau (Al- Al). I.:es
courbes correspondentaux courbes de fusion aux conditions PH20= PT(Press;on
rorale) 0,75 ; 0,50; 0;25 ; 0 % de la PT.

---

-298-
Les conditions dans lesquelles a débuté la cristallisation restent encore difficiles
à cerner. Cependant par le caractère anhydre du magma primaire, les cumulats gab-
broïques, som les premiers termes à cristalliser, l'ont été probablement à des tempéra-
tures et pressions élevées, par accumulation des minéraux précoces. Ainsi nous pou-
vons suggérer qu'elle a débuté dans des conditions de température (entre 1100 et
1215°) correspondant à l'apparition du c1inopyroxène et de l'olivine. Ces températures
sont proposées d'après les données expérimentales de Yoder et Tilley (1962) et de
Eggler (1972) sur la stabilité des phases minérales dans un magma basaltique cristalli-
sant sous des conditions à Pfizo entre 0 et 5 Kb. Les conditions de PH20 en début
de cristallisation de la séquence étaient probablement en dessous des pressions de 3
Kbars proposées par Pons (1982) dans la cristallisation des complexes plutoniques
calce-alcalins de Burguillos, de Valencia et de Brovales. Dans ces complexes
l'amphibole est associée aux plagioclases comme phases majeures du liquidus, dès les
termes précoces.
Drake (1976) a proposé une relation %An(plagioclasej-P!f:W(liquidej pour, estimer
le % d'anorthite du plagioclase pouvant cristalliser dans un liquide sous saturé en eau;
la figure "~
,d'après Tait (l985),montre que les plagioclases (An55-60) analysés
dans les gaobro's précoces du complexe peuvent être en équilibre avec des PH2û <
l Kb. De telles pressions correspondent d'après Hamilton et al. (1964), Burnham
(1975) à des % de H20 estimés entre 0.6 er 0.8 du magma.
..
·
•• '0
•
o
;
Z 0
•
' 0
'0
""
Figure 4.33
Diagramme de corrélation pmo- %An dans le plagioclase cristallisant dans un
magma basaltique picritique(MgO= 9.57%. Ni= 219 ppm) d'aprés Drake (1976) .
Courbe de corrélation calculée selon la méthode de Kudo el Weill (1970)
.
Les.c~nditi0!1s aI:.rtoxi~atives P,T auxquel1es nous avons abouti sont S
plausl~~es SI,1on salt qu tl existe des magmas tholéiitiques de rides 6céan:su~~
caracte~sés par des ~ H2q < 0,4. El certainement après la cristallisation des cum~la 'Y
~~bb~IqUeS et 1:1 separanon d'une partie du liquide résiduel accumulé dans un~
re
co:ti
m~gmauq~e adjacente, le processus cristallisation a ensuite Continué sous des
' Oons e pression et de températures décroissantes, mais de plus en plus saturées
en H2 .

---

-299-
2. Parcours de cristallisation
D'aprés Tuttle et Bowen. (1958), to~~ les termes acides d'une série plutonique
contena?~ plus de 90% deconstituants felsitiques dans un système Q·Ab-Or ont une
compos.H.lOn pr~h~ du, mm~mum ternaire. En conséquence elles smr proches de la
compostnon du liquide a parnr duquel la cristallisation a pu se faire.
Q
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FiJ5ure.4.34
Projection des compositions normatives des termes du complexe Lcminia- Kaourou
dans le systéme Qz, Ab, Or, An.
a)- Projection sur la base Qz, Ab, Or: Qz, PL,el FK représentent respectivement les
champs de cristallisation cl PH20= 1 Kbar dominée par le quartz (Qz), le
plagioclase(PL) el le feldspath potassique. 2 ,5 • 10 représeruesu les minimums
cotectiques d'aprés Tuttle et Boven (1958). Laflêche indique Je sens le cristallisation
dans ce systeme. des roches leucocrares de Laminia-Kaourou (An<S %).
b)-Projection sur la base Or, Ab, An; LKb, 5 Kb e: lignes cotectiques selon James et
Himilcon (1969).
Dans la figure 4.34 nous avons reporté dans le système Q-AJ-Or-An-H20, les
compositions normatives des termes de CPLK. Les projections de ces compositions sur
la base Q-Ab-Or, se localisent dans le champ de cristallisation des plagioclases. Nous
consrarons que, les différents pointés s'ordonnent suivant une droite linéaire depuis les

---

leucogabbros (121-1) jusqu'aux adamellites (246-5). Une telle disposition des points
en continuum vers les bains expérimentaux peut s'expliquer par le cogénérisme des
rennes différents et leur liaison par processus de différenciation par cristallisation frac-
tionnée. De même dans ce système nous constatons que l'alignement des compositions
des termes de Kaourou el du faciès à miaroles de Laminia tend à s'écarter du pôle al-
bite. Cette tendance serait à lier d'après Luth (1969) et Michael (1984) à un effet de
sursaturation en eau du magma, qui interviendrait en fin du parcours de la cristallisa-
tion.
Dans ce diagramme, les faciès leucocrates se situent entre les courbes cotee-
tiques 5 et 3 Kbars. Les adamellites qui correspondent à la composition des joints pri-
maires au sens de Marre (1982) pourraient être considérées comme comparables aux
bains expérimentaux et de ce fait, proches du liquide résiduel en fin de cristallisation.
Dans l'estimation de la composition du magma à partir duquel ont cristallisé les
termes intermédiaires et acides, et en retenant à titre d'hypothèse un processus de diffé-
renciation par cristallisation fractionnée, ce magma pourrait correspondre au liquide
issu de la cristallisation et accumulation des cumulats gabbroïques. La composition de
ce liquide est proche de celle des filons de leucogabbros associés aux cumulats de gab-
bros. Il se serait différencié à partir d'un magma primitif basaltique par cristallisation et
accumulation précoce des minéraux anhydres (olivine. clinopyroxène, et plagioclase) à
la base de la chambre magmatique
0
0
Kb
~~
Km
2
L
SS
10
-0
•
•
"
Or-+Q.PI.Bi.hb
"
'"
20
3
,
r-- Hb
r- PL
0
30
8
Bi
~O,
10
0
SOO
1000
1500
T 1°C)
Figure 4..35
Diagramme P-T , tiré du systeme P~T- PH20 de granadiorite - eau d'aprés
Robertson et Wyllie (1971): pour % mO<1 ; avec les limites de stabilité pour Or=
orthose, Q= quartz, PL= plagioclase, Hb= hornblende. Bi = biotite. L= phases
liquidus, S = phase solldus, SS = phase subsolidus,
Pour mieux suivre le parcours de la cristallisation du magma, nous reportons
sur la figureA.35, le diagramme Pression -Température- H20 de Robertson et Wyllie
(1971) dans le système granodiorite -eau. Avec un tel système pour une Pc 2Kb, la sé-
quence de cristallisation lies phases minérales est la suivante : Hornblende, plagioclase,
orthose, quartz et biotite. Dans ce cas le quartz et le feldspath sont précoces et apparais-
sent au .Iiquidus er nettement en -dessous du solidus. La séquence ainsi défime n'est
donc pas canfonne à celle observée dans le complexe CPLK. La figure 4.36 schématise
mieux le parcours probable de la cristallisation que nous résumons ainsi:

---

-301'
,
"
C~I 1
1
o.
1
z
1
•
ss / S
l
1
1
T
Figure 4_36
Diagramme du domaine de stabilité des phases minérales (Hb= hornblende, Cpx«
ctinopyroxëne, Bi = biotite, Pl= plagioclase. Or= orthose, Q= quartz. Chl» chlorùe}
dans un systéme granodiorite - H20 (Ragland et Buttler, 1972). S= solidus • L=
liquidus; le modéle de cristallisation se faisant par augmentation progressive de
PH20
a) Les cumulats gabbroïques Ont cristallisé très tôt à partir d'un magma primitif
anhydre par fractionnement et accumulation" in sim" de primocristaux (olivine + cli-
nopyroxêne + plagioclase basique + minéraux. opaques). Ces cumulats sont compa-
rables à ceux des planchers de paléochambrc, comme actuellement admis dans les com-
plexes stratiformes (Jackson, 1961; Mc Donald, 1967). Ces types de cumulats sont ca-
ractérisés par un sens de cristallisation du plancher vers le haut de chambre. La densité
du magma donnant un tel cumulat est probablement élevée (2,8 à 3). Il me semble
ainsi assez difficile d'imaginer un mécanisme d'accumulation des phases minérales im-
pliquées, par le simple jeu de la gravité. Il faudrait envisager en plus l'action complé-
mentaire des courants magmatiques à la base de la chambre magmatique. Plusieurs ob-
servations vont dans ce sens:
- les accotements en syneusis des plagioclases apparus dans les diorites et dans
les termes plus acides supposent un mouvement permettant le contact des différents
éléments (Vance, 1963);
- les conceptions récentes pour expliquer les phénomènes d'accumulation et de
litage dans les massifs stratiformes (lrvine. 1977, 1982; Mc Bimey et Noyes, 1979;
Mc Bimey, 1982) vont dans ce sens. En effet il a été démontré que contrairement à la
conception de cristallisation par le haut de chambre, qu'il était très possible dans un
magma basaltique en convection, d'avoir une cristallisation rapide à la base (Jackson,
1961; Wells, 1961);
- ce modèle est à notre avis assez bien adaptée, pour expliquer le caractère cu-
mulatif des termes basiques et de certains termes plus évolués, en particulier les grane-
diorites à amphibole et biotite de Lamiaia.
b) La cristallisation des cumulus par accumulation des phases denses au plan-
cher de la chambre entraîne en particulier la séparation d'un liquide plus acide, moins
dense et une diminution de la pression et de la température. Elle entraîne également une
augmentation relative de la PR20, qui peut aussi être accrue par une réaction dyna-
mique du couple fluide-température aboutissant à une déshydratation de l'encaissant au
contact du pluton; par suite de la baisse de pression et de température, le liquide rési-
duel surnageant amorce en profondeur une ascension lente par diapirisme, favorisée
par la décompression et par l'action des courants de convection. Les conditions hydra-
tées entraînent la cristallisation massive d'amphibole et de plagioclase. Ces minéraux

---

-302-
",.
ont tendance aussi à sédimenter au fond de la chambre magmatique par l'action de la
gravitéet des courantsde convection magmatiques; ce qui explique l'aspect cumulatifet
lité des méladiorites et des diorites, Ce stade est marqué par la syncristallisation
d'amphibole et de plagioclase et la disparition du clinopyroxène et de l'olivine. La c.ris-
tallisation massive d'amphibole entraîne du coup une chute de la pressiond'eau qin ne
permet plus l'apparition de biotite, mais qui favorise à nouveau la syncristallisaticn
plagioclase - amphibole.
c) L'ascension amorcée se poursuit lentement avec l'abaissement graduel de
température et de pression ~ et ceci pourrait avoir favorisé la réaction liquide: ~phibole
et la cristallisation de plagioclase plus acide mais peu zoné dans les rennes dioririques.
La poursuite de la cristallisation a pour conséquence, une nouvelle augmenta-
tion de la pression d'eau (Tuttle et Bowen, 1958; Hamilton et al., 1964; Ragland et
Buttler,1972). Le diagramme H20-% cristallisar (fig.4.37) de Ragland et Buttler
(1972), illustre bien cene augmentation de la PH20 dans te-magma au cours de la cris-
tallisation et jusqu'à saturation complète à la fin de la cristallisation.
,
•
e
,
'0
"4 C'i.' .. lIi • • h ....
Figure 4.37
Diagramme de corrélation PH20- % An du plagioclase cristallisant dans un magma
basaltique picritique (MgO~ 9,57%, Ni» 219 ppm) d'aprés Drake (1976) . Courbe
de corrélation calculée selon [améthode de Kuâo et Weill (1970)
Après cristallisation des premiers termes dioritiques, et l'augmentation du pour-
centage d'eau dans le magma, l'ascension a dû se faire plus rapidement entraînant une
chute de la pression totale (P'F) devenue proche de la pression partielle d'eau (PHzO/
PT >0,75). A ce stade cristallisent en outre le plagioclase et l'amphibole, de la biotite et
du quartz. L'apparition de ces minéraux est favorisée par la chute de pression et par
l'augmentation de la vitesse d'ascension accélérée par l'accroissement de la viscosité du
magma et la sursaturation d'eau et de fluides.
d) Dans ces conditions, les surfaces de saturation du feldspath alcalin et du
quanz sont très proches du solidus ; et dans ce cas le feldspath alcalin elle quartz peu-
vent cristalliser au solidus en phase interstitielle autour des minéraux plus précoces.
Les phases ultimes de la cristallisation (adame llites) sont marquées par la pré-
dominance de la biotite sur l'amphibole. D'après Bowen (1958) la cristallisation de la
'biotite dans les phases ultimes de cristallisation fractionnée est surtout à lier à
.l'enrichissement relatif du liquide résiduel en constituants de feldspath potassique et par
la richesse du milieu en constituants volarils (H20, CÛ2, F. Lij.D'aprés Luth (1967)
ceci peut s'exprimer d'après la réaction suivante:

---

-303-
Ce schéma, s'il s'applique Correctement au massif différencié de Laminia où
n.0nnaleI?ent .le feldspath potassique cristallise en faible quantité et en phase inrersti-
tielle, ~ explique pas Pour ~utant la présence de mégacristaux de feldspath alcalin
<M!A) a vale~r de p_heno~nstaux, dans les monzogranues du massif de Kaourou.
SUIvant le sche~a ~ evolutlo~ du complexe CPLK, les monzozranites du massif de
Kaourou sont génétiquement liés aux autres faciès. Mais si l'on se réfère aux diagrammes
~-T-PH20 de Robertson et Wvllie( 1971), l'orthose peur apparaître en conditions satu-
rees en H2P bien ~u-~~,ss..us du ,sOlidus et subir une surcroissance au delà du solldus.
~n .tel schema a éte déjà evoque par S.rewa.:rs \\1959) ~ur les MFK des granites rapa-
~Vl el par Sabourdr (1975) P?ur la cns~a.lh.satlon de mégacristaux de feldspath potes-
sique dans les granites des Cévennes méridionales. Dans le cas du massif de Kaournu
le modèle de mise en place proposé ci- aprés permet toutefois d'expliquer la présence de
feldspath potassique.
ilL
MODE DE MISE EN PLACE
Nous retenons des études pétrographique, géochirnique et structurale que le
complexe plutonique LK est formé de deux massifs génétiquement liés, l'un à l'Est de
nature monzonitique, déformé de façon hétérogène, l'autre à l'Ouest plus différencié,
sans déformation notable à l'état solide. Ces deux massifs constituent des unités struc-
turales d'orientation méridienne. Les structures planaires précoces subparaUèles, plus
ou moins emboîtées, les nombrenses figures d'interpénétrations et de mélange magma-
tique, laissent supposer un diachronisme très peu important entre les deux massifs et
indiquent aussi une mise en place pénécontemporaine.
Le principal problème dans la détermination du modèle de mise en place de ce
complexe est l'explication du style de déformation hétérogène qui l'affecte. Il s'agira
d'expliquer la coexistence entre un massif affecté de déformation à l'état solide et un
massif pour l'essentiel sans déformation superposée. La disposition des structures
magmatiques et des structures acquises à l'état solide par rapport à. la schistosité de
l'encaissant volcanique à proximité du contact, nous permet de proposer un modèle.
La forme cartographique étirée en lobes du complexe plutonique LK suivant
l'axe NS suppose une mise en place au cours d'une phase de déformation par cisail-
lement La disposition des structures magmatiques parallèlement à la structuration ré-
gionale de l'encaissant, est en accord avec le caractère syntectonique du gonflement de
la masse granitique et de la foliation de l'encaissant.
Nous proposons, donc pour le complexe plutonique LK, une mise en place
qui se ferait suivant un processus mixte gonflement-cisaillement NS. A
ce titre le complexe LK est comparable par sa forme asymétrique et la disposition in-
terne de ses structures et par rapport au style régional, aux granites hercyniens de
Bretagne méridionale décrits par Hanmer et al. (1982), Vigneresse et Brun (1983),
Core et Lecorre (1987), ou des Jebilets (Maroc) par Lagarde et Choukrouue (1982).
Ces zones SOnt souvent associées à des couloirs de deformation cisaillante ductile.
Le plutonisme polyphasé du complexe LK correspondrait à une mise en place
successive par bulle diapirique de matériaux de plus en plus acides. Les déformations
induisant des structures subparallèles à la foliation régionale de l'encaissant, relèverait
d'un processus de déformation par cisaillement ductile synmagrnatique. Cette phase de
déformation serait contrôlée par une ancienne zone de faiblesse crustale présentant une
anomalie thermique comme l'ont proposé Auvray (1979), Hirbec (1979), Guillet et al.
(1985) pour des granites de mise en place comparable. De même,le TÔle de ces grandes
failles crustales anté-birimiennes dans la mise en place des granitoïdes de type Baoulé a
été souvent évoquée par plusieurs aureurs en particulier par Gamsoré (1975) pour les
granodiorites orientées du Burkina Faso (région de Ouhigouya). Les rejeux au stade
subsolidus à postmagmatique de cette phase, seraient responsables des couloirs de dé-
crochement ductile sénestres de direction principale Nl60° subverticale le long de l'axe

---

-304-
Léoba -Moussala. Ces couloirs de cisaillement sont subparallèles11 la foliation générale
du massif, provoquant par endroits l'apparition de structure de proto à blastomylonlte.
Le magma primaire basaltique d'origine mantellique comme le confirment les
rapports isotopiques 87S r/86S r bas (0,702) se met en place dans éne chambre
magmatique et évolue par cristallisation fractionnée suivant le parcours de cristallisation
retracé ci-dessus. La mise en place de pulsions successives de plus en plus différen-
ciées entraîne une reprise et une redistribution des faciès plus ou moins consolidés.
La mise en place ct u massif de Kaourou à partir de ce magma en différencia-
tion dans la chambre magmatique interviendrait à un stade relativement précoce avant
l'état plastique du magma. Une telle hypothèse va dans le sens de l'existence de joints
primaires de composition et d'orientation identique dans les deux massifs. En effet
l'existence des mêmes joints primaires dans les deux massifs suppose des mises en
place synchrones. Mais, elle indique aussi que le phénomène mixte gonflement -
cisaillemen t ayant généré le massif de Kaourou a débuté au stade précoce de
l'évolution magmatique du massif de Laminia, du moins avanr l'état plastique du
magma. Le gonflement de la bulle de Kaourou à taux d'allongement NS plus important
que dans le massif de Laminia, pourrait s'expliquer facilement dans un tel modèle.
L'étirement méridien de ce massif a pu être facilité grâce au grand panneau de roche
volcanique de Konkotou qui a dû constituer un môle rigide et favoriser un écoulement
NS.
Ce modèle nous semble convenir pour expliquer la configuration du com-
plexe, en attendant une étude structurale plus détaillée, Mais un tel modèle ne permet
pas d'interpréter la partie nord de l'ancien batholite de Kakadian (Bassot, 1963) en
terme de lame magmatique comme l'ont précédemment suggéré (Dorbath et Dorbarh,
1982 ; Ponsard, 1984), dans leur interprétation des données gravimérriques régie-
nales.Les plans de fluidalités verticaux à l'intérieur et aux épontes des massifs vont
dans le sens d'un enracinement.
IV. GENESE DES GRANITOIDES DU COMPLEXE LAMINIA-
KAOUROU
.
1. Introduction
Le complexe plutonique LK est une association acide - basique. Par les don-
nées de terrain, la géochimie, des majeurs et des éléments en traces le complexe serait
comme nous l'avons déjà indiqué, une suite calce-alcaline trondjhémitique dont le pro-
cessus géochimique principal ayant contrôlé son évolution est une différenciation par
cristallisation fractionnée, Cependant certaines données en particulier la distribution du
Th et de l'V dans les différents termes et l'allure de certains spectres de Terres Rares,
s'expliquent difficilement par le simple jeu de la différenciation; ces distorsions som
probablement à rattacher à des indices de mélange magmatique avec d'autres liquides
issus de sources différentes ou de la même source mais à des taux de fusion variables,
2. Caractérisation de la source magmatique.
Parmi les nombreux modèles souvent évoqués pour expliquer la genèse des
associations calco-alcalines à caractère trondhjémitique, nous citerons les suivants:
a) assimilation par mélange de deux magmas;
b) fusion partielle par anatexie de matériau divers;
-c) cristallisation fractionnée,
Il existe à l'heure actuelle plusieurs points de vue, parfois très divergents pour
expliquer le trend de différenciation observé dans ces séries, Les plus communément
avancés sont:

---

-305-
1) la cristallisation fractionnée à partir d'un magma basalrique (Arth, 1979; Baker
e: al., 1979; Smith el al., 1983) ;
2)la fusion panielle de matériaux de type éclogiüque (Confie et Lo, 1971 ;
UNions et Pankhurst, 1974 ; Glikson, 1976 ; Baker, 1979 ; Jahn et :0.1., 1981) ;
3) la fusion partielle de matériaux de type grauwackcs ou mcrasédiments de la
coûte continentale (Anh et Hanson, 1975);
4) la fusion partielle d'amphibolite à ou sans grenat.(Barker et al., 1976; Tamey
c. al, 1976 ; Candie, 1981; Sneraton et Black, 1983~ Martm et al., 1934).
5) la fusion partielle directe du manteau (Peterman er I3arker.1976).
A vant d'aborder la discussion de ces modèles, rappelons quelques caractéris-
tic.res géochimiques importantes des termes du complexe plutonique LK et de son en-
ca.ssanr.!a série de Mako.
- Les mesures sur isotopes du Sm!Nd et de Pb dans les tholéiites de la série de
Mako avaient suggéré l'origine mantellique du magma primaire de la série de Mako. De
même les différentes méthodes isotopiques (Sm/Nd, Rb/Sr et Pb) utilisées pour la
caractérisation des complexes plutoniques et métamorphiques, ont tomes abouti à cette
mênc origine mantellique. li semble donc établi une origine commune de type mantel-
liqce pour les différents complexes mis en place avant les granitoïdes et susceptibles de
cor.taminer les termes du complexe granitique de Laminia -Kaourou
- Les valeurs du rapport
initial 87Srl Sr86 sont de 0,70202 pour les
œmes du massif de Kaourou et de 0,70173 pour ceux de Laminia. Nous ferons re-
marquer au passage que ces valeurs ne différent pas de façon significative de celles ob-
ternes par Bassot et YbN Vachette(1984) sur certains faciès du granite de Kaourou. Ces
" valeurs permettent de retenir une source mantellique très peu contaminée pour les gra-
nitoïdes.
- Les rapports LaNIYbN sont assez peu élevés et sont compris entre 5 ct 25
porr des valeurs de YbN entre 2,72 et 13,08.
• Les anomalies en Eu SOnt ou positives ou négatives mais elles restent tou-
jours très faibles, proches de l'unité.
Ces quelques caractéristiques permettent d'écarter déjà un certain nombre
d'hypothèses formulées plus haut
Les valeurs du rapport initial 87 Sri Sr86, très faibles, sont proches 'de celles
de h courbe d'évolution du Sr radicgénique du manteau; elles sont en nette opposition
avec une origine par rcmcbilisation d'une ancienne croûte continentale, et sont plutôt
caractéristiques d'une source mantellique.
Le modèle de fusion partielle de méta basaltes ou d'amphibolites tholéiitiqucs,
en équilibre avec un résidu éelogitique ne peut être retenu; car, il se traduirait par des
caprons LaN/ YbN souvent très élevés el des YbN faibles par rapport aux valeurs enre-
giscées dans les granitoïdes du complexe. En effet. si l'on se refere aux courbes de fu-
sion d'un matériau à 25% ou 10% de grenat dans la composition modale (figA.38),
ceci aboutit à des liquides à valeurs élevées en LaNI YbN pour des teneurs en YbN tres
faibes, ce qui ne correspond pas aux observations faites sur les granitoïdes et roches
asso-lées du secteur Laminia-Sandikounda.

---

"••
•
.2
-,
=ê
O.-
....
-•
/~
O.-
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1
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1 JI.ll-'---.ll.l'---
•~
O.'
/
-c
,
•
u
O.'
;;;
0,01
•u o."
PI·I
0'
0,01
Figure.4.38
Evolution des coefficients de distribution Kd Min-Uq des lanthanides dans les
différentes fhases minérales cristallisantdans un liquide basaltique pour T== 1200°,
/02;::. 10- 1 ,PH20 == 1 Atm.notons le ro~du grenau Ga] qui se traduit par un
accroissement dufroalonnemeru des HREE

---

.01"51
1 21 2 1 2 11 85171 2424 246 1
84L3
1 72
L121
D63 8422
84468
87L
157
824
D10C 2431
841 8450 8602
La
12 18 18,91
15 51
18 69 32 5
17 75 10 01
27 25 23 71
1 1 1 1
9,24
11 51
28 2
18 01
16 65 23,7
14 9
17 44
13
~ Q.dL
Ce
33 14 44 42
46 06
45 85
67 7
41 31
22 48 56 51 51 42 25 53
28 99
29 95
53 2
40 48 37 91
4' ,83 2'8 7 34 33 26 8 2~
Nd
17 59 22 81
26 05
23 28
28 6
18 53 10 48 21 71 22 67
7 25
15 57
9 45
1 6
21 58
13 97 13 47
12 6
12,42
9 92
1~
Sm
477
6,23
7 47
5 62
6 61
4 33
2 64
4 64
4 56
1 51
4 39
2 27
3 11
4 66
2 ô5
2 85
2 38
2 41
2 1 B
~
Eu
1 24
1 42
2 59
1 71
2 16
1 31
0,56
1 38
119
0,77
1 39
o 77
1 1 1
1 26
o 84
o 91
o 62
o 83
o 68
l2.L
Gd
3 92
4 95
6 29
4 18
4 55
3 21
1 85
3 41
3 14
1 27
3 57
1 75
2 14
5 74
1 91
2,19
1 93
1 44
1 64
• 85
~
Dy
3 48
3 84
4 58
3 18
3 08
2 78
1 39
2 52
2 59
o 53
3 08
o 88
1 14
4 01
1 31
1 21
1 77
o 69
o 79
' 77
L.!...!.-
E r
1 92
1 92
2 26
1,64
1 71
1 57
0,74
1 51
1 51
o 41
1 63
o 57
o 74
2 11
o 64
o 72
116
o 38
o 46
1~
Yb
2 09
1,77
2 16
1 61
1 81
1 71
o 74
1 81
1 71
o 33
l 62
o 45
o 77
1 85
o 64
o 71
1 28
o 31
o 41
1 25
Lu
o 31
o 24
o 33
o 22
0,31
o 26
o 11
o 31
o 21
o 05
o 24
o 09
o 18
o 31
o 12
o 12
o 21
o 07
o 07
OH
1
,
TREE
w
80 64
106 5
113 3
106
149
92,76
51
121 1 112 7 48 76
60 28
47 69
107
99 91
78 89 87 32
65 6
70 32
56
5 i E
o
-...J
,
- : : - -
LaN/YbN
1 0
7 21
5 02
7 91
12
7 01
9 12
10 16
9 36
22 82
3,85
1 7
26 5
7
1 9 71
23
8
38 13
22
. 2l.-
Eu/Eu·
1 06
1 1 1
1 24
1 ,1 5
1 22
o 81
1 1 4
o 81
-
CeN/YbN 15,85 25 09
21 32
28 65
1 8
24 16 30 38 31 21 30 07 77 36
17 89
66 55
69 1
21 88 59 23 59 19
22 4
110 7
65 3
1> ...ii...
GdN/YbN
1 41
2 25
2 35
2 11
1 82
1 51
2 29
1 41
1 94
3 15
1 84
2,41
1 47
2 37
1 96
2 26
1 14
2 55
3 31
1~
LaN/SmN 3 71
1 91
1 31
2 09
3 25
2 58
2 38
3 71
3 27
4 66
2 16
3 27
5 73
2 43
4 43
5 24
3 95
4 56
3 75
22.2.J
Tableau 4.8
Analyses chimiques représentatives des Terres Rares des termes pétrographiques du
massif de Kaourou (Complexe plutonique de Laminia-Kaourou],
--
'
-:-
--
-
' -

---

3
Caractérisation des liquides primaires
Nous venons de proposer un modèle de lherzolite à spinelle ou à amphibole
qui semble le mieux convenir pour expliquer la génèse de l'association calco-alcaline
LK. Il reste maintenant à définir les compositions du ou des liquides primaires à partir
desquelles ont évolué les différents termes de J'association et les processus auxquels
nous pouvons
Il s'agira en fait de savoir si l'évolution se fait à partir des liquides initiaux
provenant de la fusion directe du manteau Iherzolitique ou s'il faudrait évoquer un mé-
canisme à deux temps. avec d'abord production de basaltes tholéiitiques par fusion du
manteau, puis fusion partielle des tholéiites,
Les résultats obtenus des études pétrographique, minéralogique et géochimique
des différents complexes magmatiques du secteur, avaient permis de mettre en évidence
les caractéristiques suivantes.
- Le volcanisme de Mako auquel le complexe plutonique était associé sur le
terrain, avait des caractéristiques d'arc insulaire, bâti sur une croûte océanique,ce qui
était conforme au cadre géotecronique de génèse de type V AG défini pour les grani-
toïdes. Cette association étroite dans un contexte d'arc, assez particulier, constituerait
un argument supplémentaire pour envisager une liaison génétique entre le complexe
plutonique et le volcanisme.
- Dans un tel contexte les effets de subduction sont à envisager. Cependant
nous avions démontré que les valeurs très peu élevées des rapports isotopiques 206Pb 1
204 Pb. 207Pb,I204 Pb caractérisant les laves de Mako étaient un argument pour écarter
la possibilité d'une éventuelle contamination lors de la subduction. Nous avions
également retenu que certaines caractéristiques. telles que le léger enrichissement en
LREEétaient liées à la nature initiale du manteau et que l'action métasomatique des
fluides lors de la subduction, n'avait pas affecté d'une façon sensible la composition du
magma initial
- Nous avions envisagé dans l'étude de la péuogénêse du complexe, que le
liquide primaire à partir duquel les différents termes ont évolué avait une composition
chimique proche de celle des filonnets de leucogabbros (121.1). Cerre composition est
caractérisée par un spectre de Terres Rares fractionné, typique des basaltes calco-alca-
lins légèrement alumineux; Il différerait des spectres subplats de la série tholéiitique de
Malo, mais rappellerait d'assez près ceux des roches pyroclastiques de Mako.
Nous allons maintenant tester les différentes possibilités à l'aide des Terres
Rares. Les calculs des modèles ont été effectués en utilisant l'équation de fusion à
l'équilibre de Shaw (1970). Les différentes données et le protocole utilisé dans les cal-
culs sont résumés dans le tableau 8. La composition moyenne Co du manteau est celle
donnée par Shaw (1980) et les coefficients de parrage utilisés sont ceux de Anh et
Hanson (1975) pour des liquides basaltiques. Nous avons retenu en essayant de res-
pecter les contraintes minéralogiques du complexe, la composition modale suivante:
0,5801 + 0,20px+O,20Cpx+O,02Spinelle pour la Iherzolite à spinelle.
Nous constatons que la fusion partielle directe de la lherwlite {fig.d.Oa),
même à des taux de fusion très élevés, donne toujours des liquides initiaux se caracté-
risant par des spectres peu fractionnés, différents du spectre du liquide primaire. Par
contre, il suffit d'un taux de fusion de 10% pour aboutir avec le même matériau à un li-
quide initial à spectre plat, proche de ceux des tholéiites d'arc de Mako.

---

1
1 )
, ,
r
;-uv....~lt ...' ,,\\, :ù.);OI, parnette sans eësrous à grenat, de tholéiites ou
d'amphiboliœs permet d'obtenir certes des liquides à LaNI YbN <20 et des valeurs en
YbN entre 10 et 8,5 et ceci pour des raux: de fusions entre 25 et 40 % : mais un lei mo-
dèle n'explique pas entièrement les valeurs de YbN entre 8 et 2,4 et du rapport LaNI
YbN comprise erure 20 et 25.
Nous pouvons done considérer qu'une origine des granitoïdes à partir de ma-
tériaux mantelliques à composition d'éclogire ou d'amphibolite à résidus de gren~t ne
peut être retenue. 11 faut donc envisager un modèle à partir d'un matériau mantellique
de composition lherzolitique.
Les sources lherzolitiques possibles pouvant donner des liquides basaltiques
sont: les lherzolites à grenat, les Iherzolites à amphibole et les Iherzolites à spinelle.
Dans la figure 4.39, nous avons retracé les variations du rapport laN! YbN en fonc-
tion de YbN et nous avons procédé à des comparaison avec les courbes théoriques de
fusion partielle de matériaux lherzolitiques de compositions modales différentes. Les
courbes théoriques sont calculées à partir de l'équation:
CjlCo=1/F( I-(l-F)lIDo) (Shaw,1970)
Cl: concentration d'un élément
cn traces dans le liquide
magmatique,
('..0: concentration initiale du système solide,
F: degré de fusion du solide; il correspond au rapport (% liquide! %
solide initial),
'
Do: coefficient de distribution global pour l'assemblage de phases
cristallisées: il est égal à
xi KJf\\ avec xj == proportions des phases
cristallisées et 1011=coefficient de répartition pour l'élément considéré entre
la phase cristallisée [j] et le liquide produit li)
Cette équation correspond à un modèle de fusion fractionnée avec
accumula-
tion, selon lequel les liquides, issus de la Fusion partielle. s'accumulent dans une
chambre magmatique.
Dans la figure 3'}b, les courbes de fusion LHS et LHO (Martin, 1987) avec
différents taux de fusion (F), correspondent respectivement à des sources mantelliques
de Iherzolite à spinelle et de lherzclite à grenat; le manteau pouvant être enrichi (Mm) en
LREEs par rapport aux chondrites (LaN! YbNproche de 8 avec YbN aux environs de 3)
ou non modifié (LaW Yb,,= 1 pour Yb,; = 2).
La tendance vers un appauvrissement en HREE, indiquée par quelques
spectres de termes acides. pourrait s'expliquer par une origine par fusion partielle avec
amphibole ou grenat
comme résidus (Hansen, 1978; Ohlander et al., 19B7).
Cependant les valeurs relativement faibles du rapport LaNlYbN ct de YbN caractérisant
le complexe plutonique LK, semblent écarter la source à grenat. En effet une source de
Iherzolite à grenat aurait abouti à l'appauvrissement en HREE du liquide primaire, ce
qui se traduirait par des rapports LREE IHREE assez élevés comme ceux obtenus par
Martin (1987) dans les TI'G archéens de Finlande. Nous retenons donc. pour les gra-
nitoïdes de Laminia-Kaourou une source de composition de Iherzolite à spi-
nelle ou éventuellement de Iherzolite à amphibole, ceci d'autant plus que les
sources mantelliques des magmas granitiques seraient d'après Martin (1987) fortement
appauvries en grenat après 2500 MA.

---

-310-
-
eCL .(L'NrYbN)
La /Yb)_
. LHG
0
5
7
a
50
A
GA
e
b
i(
25
5
"
LHG
°e"
oc>
~
)
~~ e
•
HS-
•
M
C>
J
H~
25
p~ C>
0
5
10
15
•
GFA
Yb
.
0
••
0
e
\\ »
_
C>
"-"
•
"-
.YbN
..:
0
10
20
- :15
FigllTe.4.39
.
Diagramme de corrélation LaNfYbNfYbN des termes du Complexe plutonique
de Laminia-Kaourou.
'o,
Comparaison de l'évolution du CPLK avec les courbes théoriques de
fusion partielle de matériaux de composition différente, calculées a'aprës l'équation
de Sizaw (1970): CllCo =(lIFXl-(l-F/IID,).
----..,
q,. Fusion partielle d'un masenau d composition de thaleiitlque, proche de celle
des MORB à minéralogie d'é,Logfre (ECL) , a'amphibolùes sans ou avec trés peu de
grenai (GFA) et avec grenat (GA)
b -Fusionpartielle à partirde matériaux de compositionmanteau appauvri (M) et
de manteauenrichi (Mm) en Terres Rares légéres (LREE).Les courbes LHG et UlS,
sont respectivemetu les courbes de modèlede fusion partielle d résidus de lherzolited
grenat (LHG) et de lherzolite à spinelle (LBS).

---

· -311-.
\\ \\
\\..
10'
10
(AJ-- -- --- - --- -- - - - - - -- - - ---- - --....
- ..... -
la
Nd
Gd
Y6
Figure. 4.40 a
Modèle defusion d'une lherzolite à grenat (A) et champ de composition des aotërues du
Trégor (B). % = laUX de fusion de la roche mère (A)D'après Auvray (1979)
10
-------- ---- ,- -----------.(4)
10
1
1
8)
Figure. 4AD b
Modèle de fusion d'une éclogite à quartz (A) et composition de l'ignimbrite de
Lézardieux (BI. % = taux de tusian de la roche mère lA 1. D'anrès Auvrav119791

---

-312-
Ce simple constat montre qu'une fusion directe du manteau lherzolitique ne
peut donner un tel magma orimaire. Dans la mesure où un enrichissement par effet de
subduction est peu probebe, il faudrait envisager un autre processus différent de la fu-
sion directe du manteau, Dème dans le cas d'un manteau légèrement cnrichi.csesae
Qelui tie Meko. Un mécanisme double, marqué par Ia fusion des malériaux tholéiùiques
issus de tafusion directe du manteau. pourrait être imaginer.
La figure4.ob montre que dans le cas d'une fusion de tholéiites ou
d'amphibolites comme cetcs de la série de Mako, nous obtenons pour des taux de fu-
sion entre 20 cl 30% des spectres proches de celui du liquide primaire; cependant nous
constatons que les spectres du modèle sont légèrement plus enrichis en HREE. Ces
différences dans le fractic.mement des HREE tiendraient probablement du fait que
l'action du grenat ou de l'amphibole en tant que phases réfractaires dans le modèle a été
sous -estimée et qu'il faille corriger la composition modale de la lherzolite en faisant in-
tervenir un faible pourcentage de grenat (0,50 DL ; 0,20 Opx j 0,20 cpx j 0,08
splneüe: 0,08 grenat).
4. Discussion et conclusions
Les différents mocelcs testés nous ont permis d'envisager un processus à deux
temps. avec d'abord fusion du manteau lherzolitique à spinelle donnant des tholéiites,
puis fusion des matériaux uoléiitiques. Un tel modèle a été évoqué dans le cas de gra-
nitoïdes archéens de type rra par Krôncr et al. (1984) et Martin (1987). Il faudra ce-
pendant noter que le modèle proposé pour les granitoïdes de Laminia - Kaourou d'âge
protérozoïque inférieur, diffère dans le détail de ceux proposés par ces auteurs, par le
faible rôle joué par le grenu dans la génèse de la source primitive. Ceci est en accord
avec l'appauvrissement généralisé en grenat des sources mantelliq ues aprés l'Archéen.
Dans les calculs cu modèle retenu, nous avions constaté que le matériel
tholéiitique impliqué dans la génèse des granitoïdes pourrait être soit des basaltes ou des
ampbjbolites tholéiitiques. Ces différents matériaux pourraient être assimilés aux tho-
léiites de la série de Mako ou aux amphibolites migmatitiques en panneaux dans le
compkxe plutonique lité. Pour les raisons suivantes, nous pensons pouvoir retenir les
amphibolites de Sandikounca comme pouvant représenter ce matériel tholéütique.
- les orthoamphitolites de Sandikounda sont considérées comme les frag-
ments d'erre-eese d'ancienne croûte sur laquelle serait bâti le volcanisme d'arc de
Mako. Cependant malgré les arguments tectonométamorphiques précisant l'antériorité
certaine des amphibolites s.rr la série litée et probablement aussi par rapport à Mako,
les différentes mesures isotcpiques citées plus haut donnent plutôt un âge plus récent.
Celte opposition apparente entre les données de terrain ct les mesures géochro-
nologiques pourrait s'expliquer par la réuomorphose généralisée de type schiste ven
affectant les différentes fomations du secteur. Elle pourrait aussi être liée à un événe-
ment thenno-magmatique tardif entraînant une refusion, au stade migmatitisarion com-
mençanre des amphibclites je la base de croûte océanique subductée. Les produits de
cette fusion représenteraier.: le magma initial des granitoïdes du complexe plutonique
LK. Cette hypothèse a l'avtntage d'expliquer d'une parr l'oblitération dcs empreintes
des événements anciens (a-térieurs à 2200 MA) ct d'autre part la présence et la fré-
quence de phénomènes de remobilisarion dans les amphibolites migmatitiques de
Sonfara. Nous rappelons cu'il a été décelé dans ces amphibolites, des plis ptygma-
tiques recoupés par les Iilo-ners trondhjémitiques représentant les jus résiduels de fin
d-e cristallisation du complexe plutonique lité. Cet événement thennomagrnatique a pû se
faire lors de la subduction. En effet les travaux expérimentaux de Wyllie (1982) sur les
effets thermiques de la subduction sur la croûte océanique subductée ont permis de
montrer la
possibilité de production de liquides andésitiques par fusion partielle
d'amphibolite de la croûte océanique vers 950 0 et à des pressions entre 20 et 25 Kbars.

---

-313-
CONCLUSIONS GENERALES
SUR LE COMPLEXE PLUTONIQUE DE LAMINIA - KAOUROU
Le complexe plutonique Laminia -Kaourou (CPLK) est formé de deux. mas-
sifs: à l'Est le massif de Laminia crès peu déformé et à l'Ouest le massif de Kaourou
fortement structuré par endroits et caractèrise par la présence de mégacristaux de feld-
spath p'otassique et d'ultramégacristaux de feldspath potassique mérasomatique). li est
intrusif dans le complexe volcan op lutonique de Mako et postérieur au complexe pluto-
nique lité de Sandikounda.
Les données pétrographiques, minéralogiques Ct les relations géométriques
obtenues SUT ce complexe mettent en évidence une suite. composée de termes basiques
et acides depuis les cumulats de gabbros jusqu'aux adarnellites, Cette association acide
basique aurait évolué essentiellement par cristallisation fractionnée probablement dans
une chambre magmatique en système ouvert. Les conditions de cristallisation d'abord
anhydres Ont évolué rapidement vers des PH 2û proches de Ptorale ; permettant la
cristallisation au Iiquidus de l'amphibole.
La mise en place de ce complexe se serait faite suivant un système mixte gon-
flement-cisaillement contrôlé par la réactivation d'anciennes zones de déformation.
Les données géochimiques indiquent un caractère calce-alcalin trondhjémitique
assez comparable au type TTG.
Ces granitoïdes seraient issus d'après leur fractionnemenr en Terres Rares et
leur signature isotopique Rb/Sr, indirectement d'un manteau lherzolitique pauvre en
grenat par fusion de matériau mantellique. Ce matériau pourrait être représenté par les
amphibolires formant la base de croûte de Maleo. L'association de ces granitoïdes avec
le volcanisme basique tholéiitique de Mako est assez typique dans les environnements
d'arc.

---

---

CONCLUSIONS GENERALES A L'ETUDE

---

1 1
1
\\
l , -316-
\\
, j
1. RESUME DES PRINCIPAUX RESULTATS
Les conclusions importantes de l'étude pétrographique, géochronologique, et
géochirnique du secteur de Kédougou peuvent être résumées ainsi:
a) Le socle archéen n'a pu être observé; les événements magmatiques sont
concentrés essentiellement dam un intervalle de temps bref entre 2200 et 2100 Ma
environ. L'évolution se serait faite suivant un cycle orogénique relativement bref (100
Ma), mais tout à fait commensurable au cycle alpin par exemple (Jurassique-
Miocène),
b) Les amphibologneiss qui constitue les formations précoces du cycle ont la
signification d'un socle, peut-être d'une base de croûte à caractères crustaux
légèrement prononcés au moir.s pour certains faciès. Ils sont à peine plus anciens
que les volcanites de Mako. Cet ensemble a subi ultérieurement des événements
tectonométamorphiques et thermiques superposés, qui l'ont porté à des conditions
métamorphiques catazonales et induit une linéation verticale. De tels phénomènes ne
sont pas encore connus dans le reste de la boutonnière. Les âges modèles du Nd
indiquent que ces événemems qui affectent les Amphibole-Gneiss ne sont pas de
beaucoup plus anciens que la mise en place du Complexe Plutonique Lité qui les
contient.
c) La série de Mako comporterait des associations de termes basiques
tholéiitiques océaniques, à caractères légèrement enrichis en LREE par rapport aux
HREE et de termes calco-alcahns mis en place tardivement. La série aurait évolué à
partir de liquides issus d'un taux de fusion partielle élevé d'un manteau primitif légè-
rement appauvri .Elle aurait localement un caractère prononcé de bassin d'arrière-arc
ou d'arc précoce à dominante tholéfitique . Des indices de phases de déformation en
régime d'aplatissement sont observables dans le secteur de Sandikounda. Elles
auraient joué antérieurement à 1.1 mise en place définitive du complexe plutonique lité.
d) Le Complexe Plutonique Lué est un ensemble plutonique calce-alcalin,
intrusif dans la série de Mako.Il est différencié depuis les cumulats ultramafiques
(péridotites, clinopyroxénites) jusqu'aux différenciats trondhjémitiques. Les mesures
isotopiques Rb/Sr (lo~ 0,70129 +/- 0,()()()()8 avec MSWD ~ 7,3 et Pb/Pb (MU ~
U/Pb apparent de la source dei magmas =7.694082) permettent de retenir pour ce
complexe plutonique des magmas primitifs d'origine mantellique. TI correspondrait en
réalité à un ensemble de magmas hybrides, dont les termes extrêmes en sont; un
magma basique calce-alcalin enrichi en LREE. que nous avons pu relier sans grande
difficulté à certains termes volcaniques calce-alcalins de Mako et des magmas acides
qu'il est tentant d'associer aux granites de Laminia-Kaourou.
e) Le plutonisme calco-alcalin granodioritique de Laminia-Kaourou est à
caractère rrondhjémitique. Ces granodiorites sont elles- mêmes polygénétiques et
portent une signature d'arc (YAG). L'évolution de ce magmarisme se serait faite
suivant un processus mixte diapir-cisaillement par suite de réactivation de zones de
déformation anciennes.
f) La phases ultime de J'évolution magmatique de celte partie nord de la
boutonnière serait marquée par la mise en place d'un magmausme calce-alcalin franc.
représenté dans le secteur de la série de Mako, par des intrusions tardives donnant
les petits massifs de Tinkoto et de Diombaloye et un cortège de roches effusives
(rhyodacites, rhyolites). L'âge de mise en place de ce magmatisme tardif serait pour
l'essentiel vers environ 1945 Ma d'après les datations de Basset et Vachette (1984) .
Elle se serait faite parallèlement aux granitoïdes de Saraya édifiés dans le secteur de
la Daléma

---

-317-
Ces différents points indiquent le début de l'édification d'une base de croûte
précoce aux environs de 2200 - 2250 MA,
suivi de la création d'un vaste
segment de croûte juvénile dans un laps de temps très court entre 2100 et 2200 Ma.
Cette étape précoce. durant laquelle s'est édifiée pour l'essentiel une néocroûte • est
ensuite suivie 'autour de 2000- 1950 Ma de phénomènes de régime typiquement ébur-
néen et qui ont même persisté jusqu'à 1700Ma.Ce phénomène d'édification précoce
de croûte juvénile, semble être de règle dans la plupart des provinces dites biri-
miennes de l'Afrique de l'Ouest. Les données géochimiques et géochronologiques
sur les autres provinces du Précambrien inférieur de l'Afrique de l'ouest, encore
fragmentaires, ne nous apportent pas beaucoup d'arguments; mais celles actuelle-
ment publiées ou signalées, suggèrent la création de segments de croûte pour
l'essentiel entre 2200-2100 Ma.
II. INTERPRETATION GEODYNAMIQUE
Depuis le modèle des géosynclinaux initié par Aubouin (1958), transposé en
Afrique de t'Ouest sous l'impulsion de Tagini (1960) et appliqué à la boutonnière de
Kédougou par Basset (1963) d'autres modèles "modernes" de tectonique des plaques
de type Krôner (1983) sont actuellement évoqués pour expliquer l'évolution géodyna-
mique de la plupart des provinces birimiennes de l'Afrique de l'Ouest. Notamment,
Lemoine ( 1985), Karche et .1.(1986), Dechamp et .1.(1986), Matheis (1987), Zonou
(1987). Fabre et 31.(1987), ont proposé pour les divers secteurs étudiés, des modèles
basés sur le processus d'amincissement crustal avec création de bassin ensialique sans
océanisarion, suivi de fermeture avec la mise en place d'un volcanisme calce-alcalin
typique.
En appliquant le modèle géodynamique de tectonique des plaques au cas de la
boutonnière de Kédougou, les différents points peuvent être retenus (fig. 5.1).
Stade 1: Distension et amincissement crustat.
Un amincissement de la
lithosphère jusqu'à la rupture.
provoque
l'individualisation de deux blocs crustaux .criental et occidental créant ainsi un rift. Cet
épisode d'étirement, situé à l'aplomb du panache mantellique, est surtout favorisé par
la présence d'un "point chaud" qui provoque une anomalie thermique au niveau de la
croûte.
Stade 2: Formation d'une néccroûte océanique
La remontée des isothermes au niveau de la croûte provoque un réchauffement
de celle-ci et aboutit ainsi à la mise en place d'un magmatisme tholéiitique issu de la
fusion partielle du manteau de lherzolite à spinelles. Ce volcanisme tholéiitique précoce
aurait pris naissance sous la partie lithosphère. à la suite du décollement de celle-ci. Les
témoins de cet épisode magmatique précoce. correspondraient aux panneaux
d'orthoamphibolites de Sandikounda. Cet événement magmatique a dû s'opérer vers
2200MA à l'issue des phases d'amincissement crustal qui ont du débuter vers
2250MA, si l'on tient compte du laps de temps de 50 MA nécessaire d'après Krôner
(1983) à la délamimation de la croûte lithosphérique et à la mise en place du matériel
mantellique. Ce volcanisme tholéiitique précoce. représenterait les stades précoces de la
formation d'une croûte juvénile .
Stade 3: Le stade de subduction
La croûte néoformée plonge sous le bloc crustal oriental. probablement à des
profondeurs entre 60 et 80Km correspondant à la limite de stabilité de l'amphibole. A
ces profondeurs. peuvent s'établir les conditions d'un métamorphisme HP-HT à la

---

-318-
\\
\\
1
limite amphibolite-granulite, auxquelles sont POrléJ les jOlcanUOléiitiqUeS
précoces.
.... -"
La migration de la croûte crée un relâchement des contraintes, provoquant un
réchauffement de l'interface manteau-croûte océanique; ce qui aboutit à la fusion
partielle du matériel lherzolitique, provoquant la production de liquides basaltiques. A
partir de cette souche, vont évoluer les complexes suivants:
- une partie du magma tholéiitique va se mettre en place sous forme
d'émissions de laves tholéiitiques légèrement enrichies en LREE pour donner le com-
plexe volcanoplutonique de Mako;
- une autre partie du magma tholéiirique déshydraté va évoluer dans des
chambres magmatique adjacentes. d'abord par accumulation-cristallisation pour donner
un complexe ultramafique- mafique en sills. Ce magma va ensuite évoluer en système
ouvert par différenciation-assimilation. Le magma au cours de la différenciation est de
plus en plus hydraté par suite de la déshydratation progressive de la croûte plongeante;
ceci permet ainsi la stabilité de l'amphibole et l'établissement d'une affinité calco-alea-
line. Cet ensemble plutonique précoce constitue le complexe plutonique lité.
Le caractère transitionnel de ce volcanisme entre les vrais MüRB et les
tholéiites d'arc n'est pas caractéristique d'une véritable océanisation. Néanmoins en
l'absence de véritables séquences ophiolitiques. l'association des tholéiites de Mako
avec les termes précoces ultramafique-mafiques du complexe plutonique lité pourrait
représenter des témoins d'associations ophiolitiques qui indiqueraient une océanisation
limitée.
Stade 4 : Je stade de "collislcn''
Le raccourcissement du système se poursuit, provoquant un début de ferme-
ture , marqué par des venues tholéiitiques légèrement plus différenciées et plus enri-
chies en LREE (Ech. 8655 ). A ce stade de la subduction, la croûte océanique au
contact du matériel chevauchant non hydraté subit une déshydratation. L'eau libérée
provoque une hydratation suivie de fusion partielle d'un coin du manteau lherzolitique,
donnant naissance aux premières venues d'un volcanisme calco - alcalin (pyroclastites
et andésites) fortement enrichi en LREE, peut-être par suite d'un léger taux de contami-
nation au dessus du plan de subduction. Cette étape correspond au stade mature de l'arc
intraocéanique initié avec le volcanisme tholéiitique basique de Mako . Le caractère
moyennement différencié de ce volcanisme calco-alcalin d'arc, suppose un blocage du
système avant la collision .
Ce blocage qui a pu intervenir par suite d'un surépaississement crustal dans le
sens de la subduction a pour conséquence:
1) l'écaillage er la remobilisation ductile de la croûte (amphibo-gneiss) sous-
jacente, liés aux effets thermotcctoniques de la subduction. Ces effets sont suivis de la
remontée d'un coin de la croûte subductée, qui gicle dans les formations plutoniques
litées en empruntant les plans de fluidalité.
Le coin de croûte océanique a dû certainement subir une remontée et un refroi-
dissemenr rapides, ce qui a pu favoriser une anatexie commençante suivie d'une rétro-
morphose partielle de la paragenèse granulite en amphibclite. Les témoins de ce coin
SOnt les panneaux d'amphibole-gneiss
de Sandikounda-Sonfara disséminés à
l'intérieur du complexe lité .
2) la déshydratation de la croûte granulitique chevauchée, se traduisant par une
augmentation de la PH2ü à l'interface croûte-manteau; entraîne la fusion panielle (20 à
30 %) de la base de croûte el la production de liquides basaltiques hautement alumi-
neux, Les liquides basaltiques VOnt ensuite évoluer par cristallisation fractionnée dans

---

·319·
..
des
chambres
pour
±j
don er 1 corn lexe plutonique de Larninia - Kaourou .
L'évolution se fait à une p
. ur inf 'eu
à \\5 Km et à des conditions paysico-
chimiques particulières (au début faible PH
permet UlJU l'apparition de clinopyroxène
et de plagioclase en phases précoces au Iiquidus des cumulais, et ensuite sous une
PIllO plus forte, proche de la pression totale (PT) pour l'apparition de l'amphibole nu
liquidus).
Le métamorphisme MP - HT du complexe amphibclo-gnelss serait antérieure à
la mise en place du complexe plutonique lité. L'événement thermotectonique entraînant
l'écaillage et la remobilisation ductile et correspondant à la fin du stade pré-collision,
serait légèrement synchrone à la mise en place du complexe granitique ( vers environ
2180 Ma).
Stade. 5: Evolution post-cullisfon
ApI~S le blocage du système. marquant le début de la mise en place du maté-
riel granitique mantelllque, interviennent les phases de réajustement isostatique liées au
surépaississement. Ces phases syn-granitoïdes vont sc traduire par une réactivation de
zones de cisaillements (probablement très précoces), subméridiennes, très profondes,
drainant les Importantes masses granitiques. Elles correspondent au paroxysme de la
phase éburnéenne postérieure aux événements tectoncmagmatiques et thermométamor-
phiques enregistrés ci-dessus. Les rejeux ultérieurs correspondant aux derniers incré-
ments de cette phase se manifestent sous forme de petits décrochements cisalllants sé-
nestres postmagmariques.
L'évolution du batholite s'est probablement poursuivie vers 1950MA, par la
mise en place dans la série de Mako , d'un ensemble de petits massifs circonscrits (type
Tinkoto, Diombaloye). plus 01.1 moins synchrone à l'édification des massifs de Saraya
(1975 Ma) et de Boboti (1989Ma), situés plus à l'est, dans le supergroupe de la
Daléma.Un âge de 1698 ± 47 Ma a été obtenu sur une amphibole extraite d'un métaba-
salle de Konkoto (Bassor in üneris); il s'agirait d'un âge de refroidissement du bâti
birimien.
En dehors donc des événements initiaux situés entre 2100 et 2250 Ma et qui
ont marqué l'essentiel de l'édification de la fenêtre de Kédougou, il y'a eu ensuite,
route une suite de phénomènes jusqu'au refroidissement complet du bâti vers 1700MA.
Critique du modèle géodynamique
Dans le modèle subduction - collision, il faudrait envisager les empreintes
d'une tectonique tangentielle; cependant nulle part dans la boutonnière de Kédougou n'a
été signalée une telle tectonique. Toutefois. nous pouvons faire remarquer que pour
l'instant, les données structurales sont assez peu nombreuses du fait de l'absence d'une
étude structurale détaillée. Nous rappelons aussi que, le modèle préconisé ne prévoit
pas le stade de collision finale, mais plutôt un collage, ceci pourrait expliquer l'absence
d'empreintes précises de tectonique importante.
Dans le cas du modèle basé sur le "rifting", actuellement très souvent évoqué
dans le Birimien, il faudrait d'une part pouvoir expliquer le mécanisme
d'amincissement crustal précédent le rifting et d'autres part retrouver les traces des
blocs crustaux séparés.
A la lumière des données récentes Sur le vo1canisme actuel (Bonaui ct
a1.,1977; Barbéri et al.,1982, LeRoex et 31.,1984), nous savons actuellement que
l'amincissement crustal précédant le phénomène de "rifting", est lié à la présence de
"remontée de diapirs manrelliques" sous la croûte (théorie du panache plume). Le
caractère très peu enrichis en LREE du volcanisme de Malo ne s'accorde pas avec la
présence de diapirs mamelliques sous une croûte éventuelle.

---

Les données actuelles sur la géologie régionale du craton de l'Ouest africain
(géologie générale et géophysique) , ne permettent pas non plus de situer avec préci-
sion,les vestiges d'éventuels microcontinems impliqués dans un lei mécanisme. Il a
été signalé par Ritz et Robineau (1986) la présence évcmuelje de socle ancien à
l'Ouest des formations pan. -africaines , mais il n'existe pas d'indice sûrs pour
l'assimiler à un socle ancien
Les caractéristiques des différents complexes de cette partie nord de la
boutonnière de Kédougou retracées plus haut, ne permettent pas d'envisager de tels
modèles. En effet plusieurs points essentiels demeurent encore inconnus ou peu pré-
cis. Cependant ces caractéristiques peuvent être intégrées dans un modèle simple dont
le points essentiels sont les suivants:
Tout d'abord l'absence de socle pré-birimien sur des distances considérables
en Afrique de l'Ouest, et ceci non seulement au Sénégal Oriental comme nous venons
de le montrer, mais aussi dans d'autres provinces de l'Afrique de l'Ouest (Boher et
Abouchamy, com. pers.) est assez énigmatique et pose deux questions fondamen-
tales:
- 1) comment expliquer la création de vasles segments de croûte juvénile aussi
rapidement (100 Ma) ;
-2) quels sont les cratons anciens qui ont servi à "accrocher" les additions de
néo-croûte birimienne.
D'après ce qu'on sait actuellement sur la configuration du craron de l'Ouest
africain, le socle de l'Am saga au Nord et celui de Man au Sud de la boutonnière
constituent des possibilités intéressantes. Cependant on ne connaît pas encore avec
suffisamment de précision dans ces domaines, les relations Archéen-Birimien. Il est
aussi probable qu'un socle existe à l'Est et il eSI ,soit ennoyé sous le bassin de
Taoudeni, soit encore pris comme au Hoggar et dans les Iforas, dans la chaîne pan-
Africaine.
En l'absence de réponses définitives à ces questions nous retenons pour la
boutonnière de Kèdougou le modèle suivant:
Une partie de l'aecrétion crustale birimienne, dom les amphibologneiss repré-
senteraient la base, se fait par incorporation de matériels océaniques d'arrière-arc
(Mako), peut-être de tholéiites océaniques plus franches (Sabcdala), d'arcs volca-
niques plus Matures (laves calco-alcalines de Mako) et de roches du complexe pluto-
nique lité. Il pourrait s'agir d'un processus d'obduction (empilement) ou
d'accotement de terrains, proche de celui proposé par Saleeby (1983) dans le cas
du Nord . Ouest américain; mais nous n'avons pas encore assez d'éléments pour
d'écrire le processus tectonique exact qui est à J'origine de l'incorporation de ces dif-
férents complexes au craton Ouest africain. Les granites semblent antérieurs à cette
incorporation puisqu'ils sont de type VAG et appartiennent donc au même contexte
d'arc mature que le complexe plutonique lité.
L'état des connaissances actuelles sur l'évolution de la partie sud de la bou-
tonnière de Kédougou ( Secteur de la Daléma) ne nous permet pas de tirer des
conclusions pour l'ensemble de la boutonnière.Toutefois ,les résultats géochronolo-
giques de Bassot et Vachette (1984) et ceux de 2100 Ma obtenus par Boher (corn.
person...) dans le secteur de la Daléma sur des zircons détritiques provenant très cer-
tainement du démanteilement de Makc, suggèrent très fortement, d'une pan,
l'antériorité de Mako et d'autre pan, une évolution différente du secteur de la Daléma
. Le secteur de la Daléma pourrait même constituer une plaque différente venant
s'accoler à celle de Mako .

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---

TABLE DES MATIERF...5
AVANT-PROPOS
_1
OBJECTIFS ET PLAN DU MEMOIRE
_2
METHOno L OG lE
'
_•................_
_
..• 3
PREMIERE PARTIE: INTRODUCTION GENERALE
.,
_5
I. CONTEXTE GEOGRAPHIQUE
_7
Il. CONlEXTE GEOLOGIQUE
_7
1I1.CHRONOLOGIE RELATIVE ET GEOCHRONOLOGIE·OES EVENEMENTS
10
1. Chronologie relative
10
2. Les données de la Géochronologie
__ .........•................• IS
2. I. Procédures analytiques ...........•..............................•..............................•............. IS
2.2. Résultats
:
16
2.2.1. Le Complexe Amphibclo-Gnelss en panneaux dans le complexe plutonique lité
11
2.2.2. Le Complexe Volcano-P1utonique de Mako
t1
2.2.3. Le Complexe Plutonique Lité de Sandikounda
22
2.2.4. Le Massif de KaoUlOO
21
2.2.5. Le Massif de Latninia
22
3. Discussion
22
4r Conclusion
2S
OEUXIEME PARTIE: COMPLEXE VOLCANOPLUTONIQUE
- DE MAKO PETROGRAPHIE, METAMORPHISME, GEOCHIMIE,
PETROGENESE, IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
Z7
CHAPITRE 1 : PRESENTATION GENERALE
29
I. WIRODUCI10N
29
1.Synthèse des travaux antérieurs
29
2. Objectifs
].4
II. CHRONOSTRATIGRAPHIE
)4
1. Les formaûons métavoïcaniques
35
1.1. Caractères généraux
35
A) Les laves massives
36
A 1. Localisation et description
"
36
A.2. Descriptions pétrographiques
36
B) Les laves en ·spinifex-
11
B.l. Localis:a1.ion et description
31
B2. C<rnclèn:s p!aogoapMques
lS
C) Les lavesen pillow
lS
C.l. Localisation et description
3i8
C.2. Caractères pétrographiques
:J9
D) Les roches pyroctasuques
41
D.l. Localisation et description
41
0.2. CaracIèn:s pétrognlpll;ques...........................•............................................41
2. Les formations méteplutoeiques
43
2.1. Introduction
43
2.2. Caracêres péIrogrnphi"""
-.4
A) Les métadiorhes
44
3. Conclusion
45
CHAPITRE 2 : MINERALOGIE ET METAMORPHISME
46
1. INIllODUcnON
__
47
11. DESCRIPTION ET EVOLtmON CRISTALLOGRAPIDQUE DES PARAGENESES
MINERALES
_.. _
.. _
_
47
1. Inventaire des: principaux groupes d'associations min&ales
41
2 Evolutioo cristalIochimiqœ des phases minérales
48
2.1. Les amphibcies •••.••_.__.__..••.•......•...._.....•.••.• _................................•••.•.........__•••..49
2.2. Les plagioclases •......._
51
2.3. Les épidotes
S'2
2.4. Les ehJorites
,••.......•......... _
53
2.5. Les autres phases minérales
54

---

ID. RELATIONS METAMOPffiSME-DEFORMATION-1EMPS
54
1. Estimation des conditions 1hennobarométriques
'
54
2. Discussions et conclusions
60
CHAPITRE 3 : GEOCHIMIE
62
".
L INIRODUCTION
62
n. CARAClERES GENERAUX DU COMPLEXE VOLCANOPl.lrroNlQUE DE MAKO
63
1. Processus d'aJlération el empreintes sur les compositions chimiques des roches de Mako
63
1.1. Généralit6s SW' les processus d'alt.é:ration et critiques .•..............................•.••.•..••....:.63 "-
l.2.DegIé de mobilité des éléments chimiques dans les roches de la Série de Mako
65
1.2.1. les données de la pétrographie
65
1.2:J..ks données chimiques ...............................................................•................ 67
2 Caractèreschimiques et affinités magmatiques
_..........•.••••..........•••............... 74
ill. GEOCHIMIE DE LA SERIE mOLEITTIQUE DE MMD
77
J. Caractéristiques géochimiques
77
1.1. Les éléments majeurs
77
12. Les éléments de transition
79
1.3. Les éléments lhhophiles
79
1.3.1. Zr. Y. Nb (HFSE)
_
79
1.3.2 Terres Rares et Thoriwn
~
79
1.3.3. Ba. Rb, Sr, U (LFSE)
82
2 Caractérisation du sile géodynamique
83
2.1. Le problème des komatiites
83
2.2. Comparaison avec les environnements géodynamiqœs modernes
_
&4
A) Apports des éléments majeurs
_
&4
B) Apports des éléments en traces
87
C) Apports des isotopes
98
2.3. Comparaison avec d'autres séries volcaniques basiques IXQtérozoïques
99
2.4. Discussions
102
_25. Conclusions
103
IV. LE VOLCANISME CALCO-ALCALIN DE LA SERIE DE MAKO
lt»
1. Caractères chimiques
104
1.1. Variations des éléments majeurs
::
105
12. Les variations des éléments en traces
105
1.3. Les variations des Terres Rares
106
CHAPITRE 4 : PETROGENESE ET EVOLUTION GEODYMMIQUE DU VOLCANISME
BIMODAL DE LA SERIE DE MAKO
108
I. lES TENDANCES DE FRACTIONNEMENT
108
U. ESTIMATION DE LA COMPOSITION DU MAGMA PRlMAIRE
.110
ill. CARACTERISATION DE LA SOURCE ET DES PROCESSUS MAGMATIQUES
1l4
1. Caractérisation de la source
115
2. Les conditions de genèse
'
117
CONCLUSIONS GENERALES SUR LA SERIE DE MAKO
119
TROISIEMEPARTIE
LES COMPLEXES PLUTONIQUE ET '1ETAMORPHIQUE
DE SANDIKOUNDA·SONFARA
120
A" PRESENTATION GENERALE DES COMPLEXES
121
B. COMPLEXE PLUTONIQUE LITE
125
CHAPITRE 1 : MODE DE GISEMENT, STRUCI1JRE Eï PETROORAPIDE
125
I. MODE DE GISEMENT ET STRUCTURE
125
U. CARACIERES PETROGRAPHlQUES ...............................................•........................ 126
1. Ensemble lité
:
126
J.l. La série ultramafique - malique
126
12. La série gabbro-diorite
131
2. L'ensemble péri.phérique
;.•... ;
134
,.

---

-,35-
CHAePlTRE 2: MlNERALOGIE DU COMPLEXE PLlJrONlQUE LITE •............................. 139
1. IN1RODUcrrON ...•........•..•••••••.••••...........••....••••...••••...•••• •.....••..••.••................••......... 139
fi.EVOLtmON CRISTALLOCHIMIQUE DES PHASES MINERALES MAGMATIQUES ....•... 142
1. L'olivine .............•..••.•_•.•••......••••................•..•..•........•.••..••..•.•.....................••........ 142
1. Les cllnopyroxênes..................••.............................•................................................ 142
l.1. Généralités
142
1.2. Compositions chimiques et subsuunions
' 142
2. Les amphiboles
,142
2.1. Généralités
,•••.............. ,
,
,
,
,
, ,
,.148
2.2. Compositions chimiques et substitutions
,...•.. 148
3. Les plagioclases ...................••.• ,..............................•.... ,
lS2
4.
Les biotites
" .............................•.•." .••...... ,
,
,........•,IS2
S. L'onbopyroxëne
IS3
ë.Concluslon
,.,.,
,
,••,
153
CHAPITRE 3 : GEOCHIMIE ET PETROGENESE DES ROCHES DU COMPLEXE
PLlJrONlQUE UIE ............................................•..•....................................................... 154
l. CAR ACTER ES GEOCHIMIQUES
154
1. Les éléments majeurs
154
2. Les éléments en Traces
~
158
2.1. Les éléments de transitions Cr, Ni,V
158
2.2. Les éléments Ilthophlles (Zr, Y, Nb, Rb, Sr, Ba)
159
2.3.l.es Tems Rares
162
3. Les isotopes
,
163
n.PETR()(JENESE
163
1.Caractérisation des magmas
163
2.Conditions de cristallisation, ,••,
167
CONCLUSIONS GENERALES SUR L "EroDE DU COMPLEXE LIŒ
168
C· COMPLEXE AMPHIBOLO·GNEISS
170
CHAPITRE 1: GISEMENT, STRUCTIJRE ET PETROORAPHIE
~
170
1. MODE DE GISEMENT ET STRUCIURE
170
II. CARAClERES PEIROORAPHIQUES
,
,
171
1. Les amphibolites massives ......••• ,
171
l.1Les amphibolites à cummingtonlte el biotite
,
172
12. Les arnph.i.boliLes à diopside
172
2- Les arnphlbolltes migmatitiques •••"
173
3 . Les gneiss dioritiques et tonalitiques
,
174
3.1. Les gneiss dioritiques .....••• ,
174
3.2 .Les gneiss tonalitiques
,
,.., 174
Ill. CONCLUSIONS
175
CHAPITRE 2: MlNERALOOIE ET METAMORPHISME
176
I. CARACIERISTIQUES DES PARAGENESES MINERALES
176
r.pesctpncœ des associations minérales
,
176
LI. Les associations magmatiques
176
1.2. Les associations métamorphiques
176
2. Evolution aislallochimique des phases minèrales
178
2.1. Les amphiboles
180
2.2 Les pyroxéres
1&4-
2.3. Le plagioclase
185
2.4. La biotite
186
2.S. L'éplœte
187
2.6. Les chlorites
188
2.7. Le sphéne et les opaques
188
n, ESTIMATION DES CONDmONS TIIERMOBAROMEI1UQUES DU COMPLEXE
AMPHmOLQ-GNEISS DE SONFARA...••••.•••••••••••.••••.....•................................................ 189
1. Les variations dans les amphiboles
189

---

2. L'équilibre Amphibole-Plagjodase ..............................•.............................................. 192
3. Discussions et conclusions
195
CHAPITRE Ill: CARACŒRES GEOClllMIQUES ET PEnOGENESE DU COMPLEXE
_ AMPHIBOLO- GNEISS DE SONFARA
198
1. COMPOSmONS CHIMIQUES ET AFFINTŒS MAGMATIQUES
198
1. us éléments majeurs..........................•.....••................•.........................•.................. 198
2. Les éléments en Traces ...........•......••.•••......•••............................................................ 200
2.1. Les éléments de transition Ni, O. V ..•.....••......................................................... 200
2.2.L.es éléments lithophiles
201
3. us isotopes•.......................................................................................................... 204
n, CARACfERISATION DE L'ENVlRO~MEm'GEOTEcrONIQUE DU PROTOLlTHE DU
COMPLEXE
1lJ5
1 Introduction
_
105
2. Comparaisons géccbtmiques du complexe amplibolo- gneiss avec la série de Mako
205
III. PElROGENESE DES AMPHffiOUTO<JNEISS
206
IV. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS
1lJ8
1
QUATRIEME PARTIE
LE COMPLEXE PLUTONIQUE DE LAMINIA·KAOUROU
PETROGRAPHIE, MINERALOGIE. GEOCHIMIE. PETROGENESE.
MODE nE MISE EN PLACE
219
CHAPITRE 1
GENERALITES ............•...•.....•...........................................•.................221
CHAPITRE 2
SnUCTURE DU COMPLEXE
223
_ . A. LE MASSIF DE LAMINIA ................•.....••.....................................................•....223
1. PRESENTATION
223
II. CARACfERES PETROGRAPHIQCES ET lYPOLOGIE
225
1. CARACTlERES PElROGRAPHIQUES
225
1.1. 1.UNITE ACIDE (UA)
225
1.1.1- Les granodiorites à biotite el amphibole (gd.be)
226
1.1.1.1. caraclères macroscopiques .........•.........................................................226
1.1.I.b. Caraclères microscopiques el teaturaux....•.............................................226
1.1.2 . us leucogranodioriles à biotite Ogd.b)
228
1.1.2.a. Caractères macroscopiques
_
228
1.1.2.b. Caractères microscopiques et teamraux
228
1.1.3. us granodlorltes à miaroles (gd.mi )
230
1-.1.3.1. Caractères macroscopiques
230
1.1.3.2. Caractères microscopiques el tcaturaux
230
1.1.4. us adamellites
232
1.1.4.1. Caractères macroscopiques
232
1.1.4.2. Caractères microscopiques
232
1.1.5 -Le complexe filonien
233
1.1.5.1. Les joints magmatiques
233
1.1.5.2: Les joints Iardifs..
233
2. L'unité basique (DB)
233
2.1. Caractères pétrographiques ...........•.....................................................................234
2.1.1. us gabbros à amphiboles
234
2.1.1.1. Les cumulais
de gabbros
235
2.1.1.1 a. Caractères macroscopiques
235
2.1.1.1 b. Caractères microscopiqueset texturaux
235
2.1.1.2. Les leucogabbros
236
2.1.1.2 a. Caractères macroscopiques
236
2.1.1.2 b. Caractères microscopiques et texturaux
237
2.1.2. Les diorites .....•..........................•............................................................237
2.1.2.1. Les méladiorhcs
238
2.1.2.2 - Les diorites à amphibole el biotite
238
2.1.2.2 a . Caractères macroscopiques
239

---

21.2.2 b. Caractères microscopiques et texturaux •.................................•......239
2.1.3 • Les tonalites.•.••••••.....•..........................•......_
239
2.1.3.a. Caractères macroscopiques
~
;
_
_
240
2.1.3.b. Caractères microscopiques
240
3.Caract~res pëuographlques: Résumé
,
,
,
240
II. TYPOlOGIE DES FORMATIONS DU MASSIF DE LAMINIA
242
B. LE J\\.1ASSIF DE KAOUROU
243
1. PRESENTATION _....•...............................................................................................243
II. CARACfERES PETROGRAPHIQUES ET TYPOLOGIE
244
I. Carecères pétrographiques ..........•.............................................................................244
LI. Les moozogranltes porphyroïdes
244 ,
1.1.1. Caractères macroscopiques
244
1.2 Les monzogranites
247
1.3. Les mylœttes de Léoba-Moussala
247
CHAPITRE 3 : MINERALOGIE
251
L GENERALfIES
251
II. CHRONOLOGIE DES SEQUENCES DE CRISTALLISATION
251
nr, ETIJDE DE L'EVOLUTION ET LES IMPUCATIONS PETROLOGIQUES
DES PHASES MINERALES
253
1. L'olivine
253
2. Les pyroxènes
,
254
2.1. Description et évolution générale
254
2.2. Evolution chimique et substitutions
254
3. La biotite
256
3.1. Description et évolution générale
256
3.2. Evolution chimique el degré de substltuuon
256
3.3. Implications pétrologlques
260
4. Les amphiboles
262
4.1. Descriptionet évolution générale
262
4.2. Evolution chimique el substitution
262
4.3. Implications pétrologiques
267
5. Les plagioclases
2.6&
5.1. Descripûon et évolution générale
268
5.2. Composition et évolution chimique
2fj9
6. Les feldspaths alcalins
_
269
6.1. Description et évolution générale
269
6.2. Origine et genèse des mégacristaux de feldspath potassique
270
A) Les feldspaths alcalins de type II
270
A.1. Les arguments rexturologiques
270
A:1. Les arguments chimiques
270
B) Lesultramégacristaux de feldspath potassique (type III) .._
271
7. Autres minéraux
273
7.1. L'apatite
273
7.2. Les minéraux opaques
274
7.3. Le zircon
274
7.4. Le spbêne et l'allanite
274
IV. CONCLUSION AL'E11JDE MINERALOGIQUE .........................•...............•..............•..274
,
CHAPITRE 4, CARACTERISTIQUES GEOCHIMIQUES DU COMPLEXE PLUfONIQUE
LAMlN!A·KAOUROU ..................••.............••.............••...........•............•.•......... :
275
1.IJ'{fRODUcrION
275
II. CARACfERlSTIQUES GEOCHIMIQUES .........••.............•.•.......................••.................278
1. Les éléments majeurs
278
2. Les éléments en Traces
285
3.Les ÎSOlOpeS
_
293
CHAPITRE S,PETROGENESE ET EVOLUTION DU COMPLEXE PLlITONIQUE
DELAMINIA-KAOUROU .....••.•.........................•.................•...................••.•••...............•.295
1. PROCESSUS PETROGENETIQUES ..•.....•..•............•••.•........••............••........................295
II. LES CONDmONS PHYSICO·CHIMIQUES DE CRISTALLISATION......•........•..•........ _.296
1. Les paramètres physiques
296

---

1
.
1
ANNEXES

---

ANNEXE 1
-

---

\\ \\
U
DONNEES GEOCHRONOLOGIQUES
NOUVELLES
SUR
LES
COMPLEXES
PLUTONIQUES
ET
METAMORPHI
QUES
DU
SECTEUR DE LAMINIA· SANDIKOUNDA
( Pr otéreznlque inférieur de la boutonniére de Kédougou; Est Sénégal)
par A. DIA·, CAEN.VACHETTE··, Y. VIALETTE" et J.P. BASSQT"
... Département de Géologie Faculté des Sciences Dakar-Fann Sénégal
"Laboratoire de Géologie. 5. Rue Kessler, 63038 Clermont Ferrand
I. AV ANT· PROPOS
Les formations plutoniques et métamorphiques de la boutonnière de
Kédougou (Hg.I) ont été corrélés au Birimien du Ghana et de Côte d'Ivoire et
plusieurs séries y ont été distin guées (Basset. 1963).
- A l'Ouest, la série de Mako, caractérisée par un volcanisme sous-marin à
dominante tholéiitique, est intrudée par le massif granitique syntectonique de
Kakadian et par de nombreux petits batholiœs post- tectoniques.
- A l'Est, les séries du Dialé et de la Daléma à dominante sédimen taire (avec
en particulier d'importantes séquences carbonatées) sont traversées par le granite
syntectonique de Saraya; la série dc la Daléma contient un complexe volcanopluto
nique de nature calce-alcaline ( Basset, 1987) dont le terme ultime est constitué par le
granite de Boboti.
Des mesures géochronologiques (Bassot et al.,1963 ; Basset et Caen
Vachette. 1984) confirmaient l'attribution de cet ensemble au Protérozoïque inférieur
avec des âges s'étalant entre 2190 Ma et 1945 Ma.
Depuis ces travaux de reconnaissance, des études nouvelles ont été entreprises
dans la boutonnière de Kédougou, et en particulièr sur la série de Mako et les
granitoïdes et autres roches magmatiques qui lui sont associées (Debat et a1.,1982.
1984; Ngom, 1985, Dia, 1985; Dioh, 1986; Dia et Recel; 1986; Dia et al., 1987).
Le secteur de Laminia - Sandikounda (NW de la série de Mako) a été l'objet de
levers géologiques détaillés, suivis d'études pétrographiques el géochimiques (Dia,
1988). Cet auteur propose la chronologie suivante (fig.2) pour les différentes
événements magmatiques métamorphiques et tectoniques de cette partie du
Protérozoïque inférieur de l'Afrique de l'Ouest:
.Le supergroupe de Mako est constitué (dans ce secteur) d'une association de
formations volcanosédimentaires et volcanoplu toniques à dominante Iholeïtique qui
ont été soumi ses à un métamorphisme statique de type régional et intrudées par des
corps plutoniques (autrefois désigné sous le terme "massif de Kakadian")
comportant:
.Le complexe plutonique lité de Sandikounda (CPLS) où sont associés des
termes pétrographiques évoluant depuis les cumu1ats ultramafiques jusqu'à des

---

u
\\
différenciats trondhjémitiques. Les textures magmatiques y sont bien conservées avec
une rétromorphose légère dans le faciès "schiste vert". Récemment Dia (1988), a
distingué à l'intérieur de ce complexe des panneaux hectométriques d'amphibolites
orthodérivées associées à des gneiss diorito -tonalitiques fréquemment injectées par
des filonnets thondjémitiques; ce qui leur confère l'aspect de migmatites. Bien que les
rapports de ces panneaux avec le reste du complexe lité ne soient pas élucidées, Dia
(1988), admettait en raison de leur forte empreinte tectonique et métamorphique (
limite amphibolite-granulite) qu'il pouvait s'agir de formations antérieures au
complexe lité proprement dit, voire même à la sèrie de Mako.
- Le complexe plutonique de Laminia-Kaourou (CPLK); il est essentiellement
granodioritique et constitué d'une association de roches basiques et acides allant des
gabbros aux adamellites où Dia introduit les subdivisions suivantes ( fig.3):
- Le massif de Kaourou qui forme une intrusion allongée NNE traversant tout
le secteur étudié; le faciès pétrographique le plus courant est un rnonzogranite
porphyroïde à grands cristaux de microcline .Par endroits les strucures magmatiques
peuvent être localement oblitérées pardes phénomènes tectoniques précoces.
- Le massif de Laminia de dimension plus réduite se présente comme un
massif de forme ovale, enchâssé pour sa majeure partie dans le monzogranite de
kaourou. Il constitue une association de termes basiques et de termes plus acides,
allant des cumulats gabbroïques aux adamellites. Les structures magmatiques
contrairement au massif de Kaourou sont trés peu affectées par des phénomènes
tectoniques
Les rapports entre les deux massifs de Larninia et de Kaourou SOnt peu précis;
cependant, les contacts magmatiques s'expriment toujours en termes de mélange et
l'ensemble est intrusif à la fois dans le supergroupe de Mako et dans le complexe
gabbroïque lité de Sandikounda.
Jusqu'ici, les seules données géochronologiques existantes dans le secteur
étaient deux âges obtenus par isochrone Rb/Sr sur roches totales. d'une part sur les
granitoïdes du massif de Kakadian (2199 + 68 Ma ) d'autre pan sur des filons
microdioritiques ou microgranitiques qui lui étaient associés (2177 + 73 Ma : Bassot
et Caen Vachene,1984). fi a donc paru intéressant d'entreprendre de nouvelles études
de géochronologie et de géochimie isotopique en vue de le confronter avec la
chronologie proposée par Dia (1988).
II • MESURES GEOCHRONOLOGIQUES
.
Des isochrones sur roche totale. ont été conduîtes avec les couples 207 Pb /
206 Pb, Rb/Sr, Sm/Nd
l.Procédures analytiques
La détenninarion des teneurs en Sm, Nd, Rb et Sr a été effectuée par dilution
isotopique er les analyses ont été réali sées avec un spectromètre de masse V G 54 E
pour SmMNd et Sr, avec un MS 2 S A.E.l pour Rb.
Le calcul des isochrones Rb!Sr a été fait en utilisant le prograrrune Williamson
(1968) en affectant les rapports
87Rb/86 Sr et 87S r/86Sr d'erreurs standard
(respectivement de 1.5 et 0,01 %); la constante de désintégration est: i:87Rb = 1,42
xIO- Il, an- I Au cours des mesures, le standard NBS 987 a donné 87Sr/86Sr =
0,71023 + 0,00002. Les rapports 87S r/86 ont été normalisés pour 86S r/88 =
0,1194. Le calcul des isochrones Sm-Nd a été exécuté avec le même programme en
affectant les rapports 147S m/144Nd et 143Nd/ 14 4Nd d'erreurs standard

---

•
respectivement de 0,5 et 0,01 %. Les rappons143Nd/144Nd ont été normalisés
pour l 4 6 Nd/I44 Nd =0,7219. La constante de désintégration f:l47 Sm =0,654 10-
II/an. Au cours des mesures, le standard de la Jol1ar a donné 143Nd/144Nd =
0,511855 + 0,000007.
Les plombs pour la spectrométrie de masse ont été séparés à partir
d'échantillons de roches totales suivant la méthode conventionnelle et déposés sm
simple filament rhénium en présence d'acide phosphorique et silicagcl. L'analyse
isotopique a été effectuée sur spectromètre de masse CAMECA TSN 206.
Les rapports isotopiques ont été normalisés par rapport au standard NBS.98).
Au cours des mesures, les blancs ont été inférieursà 5 ng.
z. Résultats
2.1. Supergroupe de Mako
Les études ont portées sur des basaltes ayant subi un métamorphisme de type
épizonal développé en conditions stati ques.
- Les échantillons 59, 119A, 119C, 8612, 8656 et MS 02, ont été traités par
la méthode 207pb/206pb; ils ont permis de construire un isochrone correspondant à
un âge de 2195 +113 Ma avec un Dl =7,89
(fig.4).
- Les mêmes échantillons traités à Nancy par la méthode SmI1\\d
(communication in liueris de Abouchamy) ont permis d'obtenir un isochrone
indiquant un âge de 2197 + l~O Ma avec un rapport initial de 0,505939 (fig.5)
Ces deux résultats sont cohérents. Mais leur interprétation pose un problème
qui sera abordé ultérieurement
2.2. Complexe plutonique lité de Sandikounda
- Dix échantillons provenant de ce complexe ont été analysés: du point de vue
pétrographique, ils évoluent entre un pôle gebbroïqae et un pôle dioririque. Us ont
pour caracréris tiques communes: un caractère cumulatif marqué, une prédominante
de la hornblende verte ou brune comme ferromagnésien à l'exclusion des péridots et
des pyroxènes, un faible métamorphisme épizonal qui déstabilise légèrement la
hornblende et les plagioclases.
- Les échantillons 8714, 8715, 8716, 8717, 8624 et 103 F ont été étudiés par
la méthode 207Pb/206Pb. L'isochrone obtenu indique un âge de 2250 + 129 Ma (fig.
5.5) (v =7,7).
- Les mêmes échantillons auxquels s'ajoute le 85.249 donnent par la méthode
Sm/Nd. un âge de 2191 + 200 Ma avec un Ride O,510003.(fig.6)
- Les mêmes échantillons complétés parles 31, 33, 86112 et 8662 permettent
de construire un isochrone Rb/Sr correspondant à un âge de 2254 + 30 Ma avec un
Ri de 0,70132 + 0,00006 (fig. 7).
Compte tenu des marges d'erreurs, ces résultats concordent et suggèrent que
le complexe lité de Sandikounda s'est mis en place autour de 2250 Ma ; il convient
de noter que la méthode Srn/Nda donné un résultat avec une marge d'erreur médiocre
alors que les résultats acquis par la méthode Rb Sr som très corrects.
2.3. Complexe amphibologneiss de Sandikounda-Sonfara

---

,
J
fi avait été individualisé par A Dia (1988) au milieu des gabbros et diorites du
complexe lité, sous forme de panneaux de roches variées, d'extension hectométrique,
comprenant:
- des amphibolites d'origine ortho qui Ont pour particularité de contenir deux
générations d'amphiboles: la première à hornblende vent (avec souvent des reliques
de clinopyroxènes) peut correspondre à une première phase de métamorphisme
d'intensité mésozonale à la limite catazonale ; la seconde compone de l'actinote et de
la hornblende en fines aiguilles dont le développement est sans doute lié à la phase de
métamorphisme rétromorphique épi zonal qui affecte le complexe plutonique lité. 11
convient de remarquer que ces amphibolites ne sont plus litées" mais foliées et que
localement des microplis à flancs parallèles sont observés. Des joints remplis de
matériel anatectique, oblitèrent ou non la foliation suivant une disposition qui évoque
les "pressures melting".
- des roches présentant un faciès migmatitique : il s'agit de roches de type
arnphibolite ,parcourues par des filons ou filonnets métriques l. centimétriques de
matérielleucocrate trondhjémitique. Ces roches peuvent être associées à des gneiss
diorito-trondhjémitiques d'aspect folié.
Ces panneaux SOnt contenus dans le complexe lité, mais les rapports entre les
deux entités, ne sont pas connus; compte tenu de leur nature. il était admis qu'il
pouvait s'agir soit de reliques d'un socle antérieur au complexe lité, soit des témoins
de la zone de racines de ce complexe ou de base de croûte sur laquelle serait bati l'arc
insulaire de Mako ,remontés à la faveur d'un épisode tecionique ,
- Les échantillons d'amphibolites ortho 8707, 8708, 8709 el 9 bis, 8711
permettent de construire une isochrone Rb/Sr correspondant à un âge de 2128 + 47
Ma (Ri: 0,70149) (fig. 8).
- Traités avec la méthode Sm/Nd, ils fournissent une isochrone indiquant un
âge de 2157 + 67 Ma (Ri =0,51(02) (fig. 9) .
- Les mêmes échantillons auxquels s'ajoutent les 8675,125 A et 125 B.
permettant avec la méthode 207Pb/206Pb d'obtenir une isochrone avec un âge de
2253 + 155 Ma ( 7,7) (fig. 10).
- Les échantillons 114-1, 114-3, 124 A el B correspondant à des filonnets
leucocrates représentant des différenciats trondhjémitiques du complexe lité dans les
faciès migmatitiques, s'alignent, en utilisant la méthode Ph/Pb suivant une droite de
référence (Fig.5.11) à valeur d'isochrone "statistiquement vraie" qui correspondant à
un âge de 2298 + 261 Ma (avec mU =7.79) si l'on y associe les échantillons 8712 et
8713 identiques pétrographiquement, mais provenant d'un autre panneau, on obtient
une droite de référence qui, staristi quement, n'est pas une isochrone et qui suggère
un âge de 2179 + 323 Ma (mU = 7,73).
L'interprétation de ces données est délicate: les méthodes Rb/Sr et Sm/Nd
semblent indiquer avec une précision médiocre que les orthoemphibolites ont été
affectées par un événement tectonométamorphlque entre 2130 et 2160 Ma; en ce qui
concerne le plomb, les âges sont obtenus avec une précision extrêmement mauvaise
indiquant que l'équilibre entre les différentes isotopes du plomb a été troublé; mais
paradoxa lement mis à pan l'âge de 2179 + 323 Ma, les résultais 2253 et 2298 Ma
suggéreraient que dans les amphibolites.Ie système Pb/Po aurait évolué normalement
depuis 2300 et 2250 Ma. c'est-à-dire depuis la mise en place du complexe lité. Les
résultats sont très douteux, il suffit d'ajouter deux points sur la droite de référence
des faciès migmatitiques pour ramener l'âge à 2 J79 Ma plus cohérent avec ceux
fournis par Rb/Sr et Srn/Nd.

---

2.4. Complexe de Kaourou
Le complexe de Kaourou a été individualisé par Dia et al.I 1987)à l'intérieur du
grand massif granitique de Kakadian dont la datation avait été effectuée en 1984 par
Basset et Vachette donnant un âge de 2197 Ma.
Parmi les échantillons qui avaient servi à l'époque pour obtenir cette donnée.
nous avons sélectionné ceux qui correspondent au complexe de Kaourou tel qu'il est
défini par Dia et al (1987)). Ces éehantillons C7, 24, 26, 27, 38, 40, 41, permettent
de construire une isochrone Rb/Sr correspondanr à un âge de 2189 + 23 Ma (fig.. 12)
(Ri de 0,70202 + 0,00017) qui ne diffère pas de façon significative de celui obtenu
en 1984. Cette donnée obtenue avec une bonne précision correspond très
probablement à la mise en place du granite (s.l.) de Kaourou.
2.S.Complexe de Laminia
li s'agit d'un complexe magmatique en majeure partie granodioritique, mais
comportant des différenciations gabbroïques et adamellitiques.
Les rapports de ce complexe avec celui de Kaourou avec lequel il est
spatialement associé sont ambigus: il y a convergence de faciès dans la zone de
contact. Il convient cependant de remarquer que les "granitoïdes" du complexe de
Laminia sont beaucoup moins orientées que ceux du complexe de Kaourou par
endroits. ce qui pourrait, à priori suggèrer une certaine postério rité.
Les points représentatifs des éehantillons 87L, 121-2,172,246-1 provenant
de ce complexe, s'alignent sur une isochrone Rb/Sr qui indique un âge de 2133 + 60
Ma avec un Ri de 0,70173 ce qui suggère que le complexe de Laminia est plus tardif
que celui de Kaourou. Le résultat doit être pris avec une certaine circonspection, si
l'on tient compte des marges d'erreurs, d'autant plus que les données de terrain et de
géochimie sont plus ou moins en faveur d'une mise en place synchrone.
L'exploitation des données de la géochimie isotopique peut être complétée par
l'utilisation de certains diagrammes.
Les droites d'évolution isotopique (fig. 14), des ensembles étudiés par la
méthode Rb/Sr donnent les indications suivantes:
· La droite correspondant au complexe lité à son origine sur la limite inférieure
de celle admise par le C H li R à 2250 Ma ; le complexe lité est donc d'origine
mantellique et l'âge obtenu est bien celui de la mise en place.
· La droite représentant l'évolution des onhoamphibolites est sub parallèle à
celle du complexe lité. ce qui suggère sinon une même origine du moins une étroite
parenté sur le plan géochimique : ceci est d'ailleurs confirmé par les travaux de Dia
(1988).
• Les droites d'évolution des complexes de Kaourou et de Laminia, Ont des
pentes différentes mais leur prolongement recoupent la droite d'évolution du C H R
U à 2250 Ma précisément à l'origine de la droite d'évolution du complexe lité. n est
donc probable que ces deux complexes granitiques se soient différenciés à partir de la
même source magmatique que le complexe lité.
.Le diagramme Rb/Sr et Rb (fig.15) permet de constater un comportement varié
des différentes complexes:

---

+ Les points représentatifs du complexe lité et des ortho amphibolires sont
groupés près de l'origine et semblent donc dériver directement d'une source
mantellique.
+ Ceux. du complexe de Kaourou s'aligtent suivant une droite ne passant
pas par l'origine, ce qui suggère que la cristallisation fractionnée a joué un rôle
majeur au cours de l'évolution de ce complexe granitique et confirment ainsi les
études pétrographiques.
+ Les points représentatifs du complexe œ Laminia (malheureu sement peu
nombreux) ne s'alignent pas ce qui indiquerait une évolution différente de ces
granitoïdes ou l'intervention d'un facteur de mélange magmatique.
+ Les points représentatifs du complexe lcé et des onhoamphibolites dans le
diagramme Nd/Sm (De Paolo. 1984) (fig. 16), ccnfirment la parenté entre ces deux
entités, on peut constater également que ces poins se placent dans les champs des
tholéiites océaniques correspondent à leur manteau appauvri.
3.
Discussions
La synthèse des informations apportées ?ar ces différents diagrammes et
isochrones, peut être résumée comme suit :
- Le complexe lité s'est mis en place autour de 2250 Ma à partir d'une source
mantellique et il semble que les ortho amphibolites en panneaux au sein du complexe
lité seraient issues de la même source mais qu'elles aient eu une histoire plus
complexe puisqu'elles auraient été affectées par ID événement métamorphique tardif
entre 2130 et 2160 Ma. Le léger métamorphisme épizonal qui caractérise le complexe
lité et qui oblitère la première paragenèse métamcrphique des crthoamphibolites, n'a
pas été décelé par les différentes méthodes de datation que nous avons employé.
- Il semblerait qu'une partie du magma à patir duquel s'est fonné la série litée
ait continué à évoluer parcristallisation fractionnée permettant ainsi l'individualisation
d'un magma correspondant au complexe de Kaccou qui se serait mis en place vers
2190 Ma à la faveur d'un épisode tectonique. S'il est probable que le magma
générateur du complexe de Laminia-Kaourou présente une certaine parenté avec celui
du complexe lité, il n'en dérive pas par fusion matectique (Ri = 87S r/86Sr trop
faible) ni par cristallisation fractionnée (non alignenent des points représentatifs dans
le diagramme Rb/Sr - Sr).
Cette analogie gécx:himique pourrait simplement traduire le caractére
cogénétique, provenant de la même source mantellique, mais suivant des modalités
différentes.
• Les épisodes tectoniques semblent avo:r également perturbé l'équi libre
isotopique des couples 20SPbn06Pb et Sm/Nd dans le supergroupe de Mako. En
effet les deux méthodes indiquent des âges respectivement de 2195 + 113 et 2197 +
130 Ma qui ne peuvent correspondre à la mise en I lace des volcanites du supergroupe
de Mako puisque ce dernier est intrudé par le complexe lité daté à 2250 Ma. Il
convienldonc d'être prudent en raison des marges d'erreurs élevées et de l'histoire
tectonique assez compliquée de ces formations. En effet cet ensemble aurait subi
plusieurs événements thermotectoniques postrnag-iatiques qui ont fortement oblitéré
l'histoire magmatique précoce (DIA, 1988). Selon cet auteur l'âge de 2195MA
obtenu à partir des deux méthodes de datations correspondraient aux derniers
événements therrnotectoniques à action rétromœprique .
- Cet épisode aurait ensuite été suivi localecent par un rrétamorphisme méso à
catazonal pouvant atteindre le niveau d'anatexie transformant ainsi certaines parties du

---

complexe lité (sans doute dans les zones de racines) en orthoamphibolites et
migmatites. Cet épisode daté avec une mauvaise précision se serait déroulé entre 2180
et 2l30Ma.
. Si nous admettons. que l'histoire précoce du complexe amphibologneiss a
été fortement perturbée par des événements thermotectoniques postérieures (fusion
partielle pour générer le magma initial des granites du complexe de Laminia-
Kaourou) comme le propose Dia (1988); il faudrait donc concevoir que l'histoire
précoce des amphibologneiss s'est déroulée avant 225ûMa . L'âge de 2180 Ma
correspondrait à des événements tardifs thermotec toniques auquels pourraient être
liée la fusion partielle des amphibolites qui a généré, le magma primaire des
granitoïdes du complexe CPLK ; et précisément cet âge correspond à celui défini
pour la mise en place du complexe plutonique Laminia . Kaourou.
III . CONCLUSIONS
Les différentes études de géochimie isotopique dont les résultats viennent
d'être exposés ont permis d'esquisser une chronologie: des différentes phases
magmatiques et métamorphi ques qui caractérisent cette partie du Protérozoïque
inférieur du Sénégal.
Bien que la précision avec laquelle ces données ont été obtenues soit assez
irrégulière. la cohérence entre les données de terrain et la géochronologie est assez
satisfaisante.
Quoiqu'il en soit, il ne fait aucun doute que le supergroupe de Mako et les
différents complexes basiques et acides qui l'intrudent sont précoces dans le
Protérowïque inférieur.
Des notes réçentes (Lemoine et a1.,1985, Lemoine, 1986 ) proposaient de
distinguer dans Je Protérozoïque inférieur de l'Afrique de l'Ouest deux orogènes
successives. le Burkinien et I'Eburnéen; les âges que nous avons obtenus se classent
incontestablement dans le Burkinien : ils s'opposent aux âges éburnéens enregistrés
un peu plus à l'Est sur le granite de Saraya (1975 Ma) et de Badon (1987 Ma)
intrusifs dans les supergroupes du Dialé et de la Daléma, mais également à l'âge de
1949 Ma. obtenu sur de petits massifs circonscrits (type Tintoko) qui traversent plus
au Sud le supergroupe de Mako : le caractère polyphasé du Prorérozoïque inférieur
sénégalais (Basset et al., 1984) semble donc confinné.

---

F
•
ANNEXE 2
Analyses chimiques et formules structurales
des amphiboles dans le Complexe lité
calcul formule structurale 23 oxygènes

---

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