- - - - - - - -
MINISTERE DE L'EDUCATION NATIONALE
REPU BLOUE DE COTE D'IVOIRE
CHARGE DE
Union • Discipline - Travail
L'ENSEIGNEMENT SECONDAIRE ET SUPERIEUR
N° D'ORDRE
THESE
PRESENTEE
à l'Université d'Abidjan
POUR OBTENIR LE GRADE DE
Docteur
ès-sciences
naturelles
par
POTHIN KOFFI BLE KADRAN
PETROGRAPHIE ET GEOCHlMIE DES FORMATIONS PRECAMBRIENNES
DE LA REGION D'ODIENNE ( NO.RD-OUEST DE LA COTE D'IVOIRE)
TYPOLOGIE DU VOLCANISME BIRRIMIEN • TENDANCES EVOLUTIVES DU MAGMATISME EBURNEEN·
GEOCHIMIE DE L'URANIUM ET DU THORIUM DANS LES GRANITOIDES
.
SOUTENUE PUBLIQUEMENT LE 4 JUILLET 1988 DEVANT LA COMMiSSiON D'EXAMEN :
MM
1. YACE, Professeur à ('Université d'Abidjan
PrésIdent
K. f=. SEDDOH, Recteur do ('Ul)iversilé de Lomé
R. COPPENS, Professour émérite de "Université de Nancy 1
J.M. STUSSI, Chargé de Recherches au C.N.R.S.(C.R.P.G. Nancy)
Examinateurs
J. CAMIL, Ma1lre de Conférence à l'Université d'Abidjan
D. ASSA, Maltre de ConfOrence à l'université d'Abidjan

---

A V A N T
PRO P 0 S
Signé
de
mon
seul
nom,
ce
travail
n'est
pourtant
pas
une oeuvre
de
solitaire;
en
effet,
les
recherches
qui
font
l'objet
de
ce
mémoire
se situent dans le cadre du programme "socle" du département des Sciences
de la Terre de la faculté des Sciences de l'Université d'Abidjan.
L'objectif
de
départ
était
l'étude
des
granitoïdes
sous
l'aspect
pétrographique
et
géochimique,
avec
un
intérêt
plus
marqué
sur
la géochimie
de
l'uranium
et du thorium.
Mais très vite,
on s'est rendu compte que l'environnement
des formations granitoïdes était encore mal connu et qu'une étude ponctuelle ne
saurait être finalisée sans la connaissance des formations encaissantes.
La
décision
fut
alors
prise,
en
accord
avec
les
responsables du
département et du projet "socle",
d'étend re l'étude à toutes les formations
précambriennes de la région.
J'éprouve
donc
une
immense
joie
à
remercier
ici
-
ô combien
modestement,
-
tous ceux
qui ont
initié,
orienté cette étude et contribué
à sa réalisation.
C'est d'abord
à
Monsieur le Professeur R.
COPPENS,
Professeur
émérite
de
l'Institut
Polytechnique
de
Lorraine
et
de
l'Université
de
Nancy
I,
qui m'a initié à
la
recherche depuis le diplôme d'études approfon-
dies et qui m'a guidé jusqu'à l'aboutissement de ce travail,
que s'adressent
mes premiers remerciements et ma très profonde gratitude.
Monsieur
le
Professeur
I.
YACE
m'a
soutenu
et
encouragé
tout au
long
de
cette
recherche.
Ses
cri tiques
et
suggestions,
faites
toujours de
façon
très
discrète et
simple,
sa
grande
disponibilité et
son expérience en
géologie
africaine
m'ont
été
d'un
apport
inestimable.
Je
ne
peux
que lui
manifester mon affectueuse reconnaissance et mon profond respect.
Je
tiens
à
exprimer
ma
très
grande
reconnaissance
à
Monsieur le
Professeur
K. F.
SEDDOH,
Recteur de
l'Université de
Lomé,
qui a accepté de
faire le déplacement malgré ses multiples occupations,
pour juger ce modeste
travail. Ou' il en soit remercié.
Mes remerciements
vont
ensui te à
Monsieur J. M.
STUSSI,
chargé de
recherches
au
Centre
de
Recherches Pétrograp'hiques et Géochimïques de
Nancy, qui m'a guidé tout au long de cette recherche. Sa grande expérience en
géochimie,
ses cri tiques et ses suggestions ont su calmer mes inquiétudes
... / ...

---

II
devant
la
complexité
des
problèmes
et
contribué
à
l'aboutissement
de
ce travail. Qu'il soit assuré de ma profonde gratitude et de mon respect.
Ce
travail
doit
beaucoup
aux
suggestions
et
aux
idées
issues des
nombreuses conversations et séances de travail que j'ai eues avec Monsieur
J.
CAMIL,
Directeur
des
recherches
à
la
SODEMI.
Qu'il
trouve
ici
le
témoignage de ma reconnaissance.
Mes remerciements vont à Monsieur D. ASSA, Maître de conférence et
responsable du
département
des
Sciences
de
la
Terre,
qui
a
accepté de faire
partie
de
mon
jury
pour
juger ce
travail.
Qu'il
trouve
ici
l'expression de
ma reconnaissance.
•
Il
m'aurait
été
très
agréable
de
citer
tous
les
chercheurs de
l' Insti tut
Polytechnique
de
Lorraine
et
des
Universités
de
Nancy
l
et
d'Abidjan avec lesquels j 1 ai eu des entretiens fréquents,
tous mes collègues qui
ont
apporté
leur
concours
désintéressé
à
la
réalisation
de
cette
thèse,
le
Ministère
des
Mines
à
travers
la
SODEMI
et
la
Direction
des
Mines,
le
;
personnel
de
la
Direction des
Concours
et
Examens
et
tout
le
personnel tech-
nique du département des Sciences de la Terre,
chacun dans sa spécialité,
m'ayant apporté son savoir faire-ô combien précieux-à l'accomplissement de ce
mémoire.
Mais
par
souci
de
concision
et
surtout
de
peur
d'omettre
quelqu'un,
ce qui
serai t
fort
fâcheux,
j'ai
choisi
les
remerciements
"globalisés"
qui
ont le
double
avantage
de
n'oublier
personne
et
de
montrer
qu'une
thèse
est un
travail
d'équipe.
Que
chacun
trouve
ici
l'expression
de
ma
profonde gra-
titude.

---

III
RES UME
Le
présent
travail
se
voud rait
être
une
contribution,
par
la
pétrographie et la géochimie, à une meilleure connaissance des formations
précambriennes de la région d 'Odienné.
Ces
formations
se
div isent
en
deux
grands
groupes
d'une part
les
métamorphites
constitués
de
reliques
de
roches
libériennes,
d'un com-
plexe volcanique et volcano-sédimentaire d'âge
birrimien, d 'orthogn~iss et
amphibolites
considérés, soit
comme
antééburnéens, soit comme
précoces du
cycle
éburnéen
d'autre
part,
les
plutonites
dont
l'essentiel
est formé
de granitoïdes.
La mise en évidence dans les formations libériennes de gneiss alumi-
neux de faciès granulite,
pétrographiquement et chimiquement semblables
à
ceux de la région de Man,décrits comme libériens par J. CAMIL
(1984), et
la présence des quartzites à magnétite, sont des preuves de l'ex istence d'un
socle libérien dans la région d 'Odienné.
L'ensemble
des
caractères
du
volcanisme
éburnéen
d'Odienné,
éta-
bli par l t étude du complexe volcanique et volcano-sédimentaire,
permet de
le rattacher aux séries calco-alcalines.
Dans le cas présent, un modèle de
mise
en
place dans
un
contexte
en
relation
avec
de grands accidents cisail-
lants semble s'adapter mieux.
Quant aux granitoïdes d 'Odienné ils présentent
:
une
cataclase côractérisée
par
des
torsions
ou
ruptures
de miné-
raux,
une linéation minérale fréquente,
une ex tinction onduleuse,
preuves d'une
mise en place syncinématique.
-
une
abondance
de
Na20
qui
se
traduit,
semble-t-il, par
une charge
plagioclasique très importante,
une
évolution
globalement
silico-potassique
l'ensemble des
échantillons
étudiés
évoluant
d'un
pôle
diorite
quartzique
vers
un pôle
granitique, avec la majorité des compositions dans les domaines granodiorite
et adamellite.
Le magma qui a généré ces granitoïdes est du type calco-alca-
lin.
- des teneurs moyennes en uranium et
en
thorium
relativement
basses.
L'essentiel de l'activité radioactive de ces roches est concentré
dans
la
biotite
ou
dans
les
minéraux
accessoires
(généralement
en inclu-
sion dans la biotite).
Enfin,
l' histoire évolutive de la région est proposée.

---

IV
S UMM A R Y
This work is a contribution to a better knowledge of
precambrian formations of Odienne region (Côte d'Ivoire),
through their
petrography and geochemistry.
Those
formations
may
be
divided
into
two
main
groups
-
first
the
metamorphic
rocks
constituted
of
liberian
rock
relics,
volcanic and volcano-sedimentary complex of birimian age, ortho-
gneiss and amphibolites considered either as ante-eburnean or early from
the eburnean cycle ;
-
second,
the plutonic roks which are mainly made of granitoïds.
The discovery of aluminous gneiss of granulite fascies within
the liberian formations,
petrographically and chemically similar to those
described by Camil (1984)
in the Man region,
and the presence of magnetite
containing quartzites, are evidences of the existence of liberian basement in
the Odienne region.
All the features of the Odienne eburnean volcanism, as
shown
by the study made on the volcanic and volcano-sedimentary complex, allow
us
to
connect
it
to
the
calco-alkaline
series.
In
the
present
case,
a formation model related to the big cutting accidents seems to fit
best.
As for the Odienné granitoïds,
they show
:
- a cataclais characterized by mineraI torsions or breakages,
a frequent mineraI lineation,
and an ondulating extinction ; these are evi-
dences of a syncinematic set-u P ;
- a high content of Na 20 that seems to be expressed by a
very important plagioclasic charge.
- an evolution wholly silico-potassic ; all the samples
studied
vary from a quartzic-diorite pole to a granitic pole,
with the majority
of the compositions found
in the granodiorite and adamellite domains
;
the magma which generated those granitoïds is of the calco-alkaline type.
-
relati vely low average uranium and thorium contents;
most
of the radioactivity of those rocks is concentrated in the biotite or
in the
accessory mineraIs (generally in the form of inclusions in the biotite).
Finally,
the evolution history of the region is proposed.

---

T A BLE
DES
MAT 1ER E S
Pages
AVANT-PROPOS ........... ....... .... .. ..... .. . .. ... ... .........
l
RESUMES •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• III
l - INTRODUCTION GENERALE
A - CADRE GEOGRAPH IQUE
1
B - APERCU GEOLOG IQUE
3
-
Introduction
3
2 - Terminologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3
2-1
Libérien
3
2-2 Eburnéen
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2-3 Birrimien
5
2-4 Roches vertes Birrimiennes
5
3 - Craton Ouest-Africain
5
4 - Côte d' Ivoi re
8
5 -
Région d'Odienné
13
C - OBJECTIFS ET METHODOLOGIE
15
- Objectifs
15
2 -
Méthodologie
16
2-1
Conditions de travail
16
2-2
Documents disponibles
17
2-3 Travaux de Laboratoire
17
2-4 Traitement des données
1 7
II - FDRMATIONS METAMORPHIQUES
A - GENERAL ITES
18
1 -
In t rod uct ion
1 8
B - LES FORMATIONS LIBERIENNES
-18
- Introduction
18
2 -
Les gneiss alumineux
19
2-1
Gisement
19
2-2 Etude pétrographique
19
2-] Composition chimique
20

---

3 -
Les quartzites à magnétite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • • . . . . • .
21
3 -1 Gisement
21
3,-2 Etude pétrograp hique
21
,3.-3 Remarque
22
3 -4 Composition chimique . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . .
23
3 -5 Relation entre les quartzites à magnétite et
les autres formations
. . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . .
24
3 -6 Processus de formation des quartzites à magnétite ... 26
C - LES FORMATIONS EBURNEENNES
27
- Introduction
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . 27
2 -
L'amphibolite de Kéré
28
2-1
Gisement
28
2-2 Etude pétrographique
28
2-3 Origine
29
3 -
Les orthogneiss
29
3-1
Introduction
29
3-2 Etude pétrographique
31
3-2-1
Gneiss à biotite et amphibole
31
3-2-2 Gneiss à biotite
33
3-2-3
Gneiss à tendance leptynique
35
3-3 Position stratigraphique
38
3-4 Etude chimique
39
3-4-1
Diagramme Q ::: f
(A)
39
3-4-2 Diagrammes Q.B.F
. . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . 43
3-4-3 Conclusion
43
4 -
Le schiste amphibolique des monts Konzankourou
44
4-1
Introduction
44
4-2 Etude pétrographique
.4 4
4-3 Caractérisation chimique
45
5 - Complexe volcanique et volcano-sédimentaire
4;J
5-1
Généralités
4:7
5-2 Les roches vertes
-42
... / ...

---

5-2-1 D é f i n i t i o n . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
48
5-2-2 Les roches vertes sans texture primaire
48
5-2-3 Les roches à
textures primaires
54
5-3 Les métavolcanites acides
63
5-3-1
Introduction
63
5-3-2 Etude pétrographique
63
5-3-3 Convergences et différences des métavolcanites
acides avec les Kératophyres..................
67
5-4 Les pyroclastites
79
5-4-1 Introduction
79
5-5 Les Brèches
87
5-5-1 G é n é r a l i t é s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
87
5-5-2 Etude pétrographique
88
5-5-3 Indice d'explosivité
92
5-6 Les Q u a r t z i t e s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
93
5-6-1 G é n é r a l i t é s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
93
5-6-2 Etude des différents faciès
94
5-6-3 Etude chimique
101
6 -
Les schis tes
.
6-1
Introduction
6-2 Les schistes sériciteux chloriteux
.
6-3 Les schistes carbonés et métaphtanites
.
D - CARACTERES PETROCHIMIQUES DES METAVOLCANITES D'ODIENNE-TVPOLOGIE
DU VOLCANISME
108
1 -
Généralités
108
2 -
Diagramme Al,
K,
Na
109
3
Diagramme Na20+K20
f
(Sio2)
112
4 -
Diagramme Si/3 -(Na + K + 2 Ca/3)=
f
(K-(Na
+ Ca) )
114
5 -
Diagramme R1
R2
115
6 -
Diagramme A.F.M
117
... 1 ...

---

E - COMPARAISON DU VOLCANISME EBURNEEN DE LA REGION D'ODIENNE AVEC
DES VOLCANISMES EBURNEENS DANS D'AUTRES REGICINS DE COTE D'IVOIRE
ET D' AFRIQUE
119
1 -
Introduction
.
119
2 - Volcanisme Eburnéen en Côte d'Ivoire
.
119
,
3 - Volcanisme Eburnéen en Afrique
.
120
4 - Conclusion .............................................
120
F .,... CONCLUSION DE L'ETUDE DES METAMClRPHITES
. 123
1 -
Nature des roches
.
123
2 - Métamorphisme et réactions
.
123
3 -
Déformations et tectonique
.
126
4 -
Essai de lithostratigraphie
.
127
5 - Apport de la géochimie
.
127
6 - Essai .de paléogéographie
.
128
III - LES FORMATIONS MAGMATIQUES
A - LES GRANITOIDES ET ROCHES ASSOCIEES
129
1 -
Introduction . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
129
2 -
Les granodiorites
:
137
2-1 Gisement
137
2-2 Etude pétrographique
. . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
138
2-3 Variations locales
.
140
2-4 Remarque
.
141
2-5 Compositions chimiques
.
142
3 -
Les granites
143
3-1 Introduction
143
3-2 Les granites hétérogènes à biotite ou biotite et
amphibole
143
3-2-1 Introduction
143
3-2-2 Etude pétrographique
144
3-2-3 Aplites et pegmatites associées aux granites
hétérogènes
147

---

3-3 Les granites homogènes à biotite.
155
3-3-1 Intrcduction .
155
3-3-2 Etude pétrographique
156
3-4 Les granites à biotite et muscovite
164
3-4-1 Etude pétrographique
164
3-4-2 Pegmatite associée
166
3-5 Granite ou granodiorite circonscrit
168
3-6 Remarque
170
4 -
Interprétation des données chimiques
171
4-1 Action de l'altération postmagmatique....
171
4-2 Caractéristiques chimiques
171
4-3 Caractères géochimiques
177
4-3-1 Méthodologie d'approche
177
4-3-2 Interprétation des tendances géochimiques
177
4-3-3 Conclusion
188
4-4 Données chimiques sur quelques minéraux séparés . . . . .
189
4-4-1 Plagioclases
189
4-4-2 Feldspaths alcalins
190
4-4-3 Biotites
193
4-4-4 Conclusions
197
4-5 Eléments en traces
200
4-5-1 Introduction
200
4-5-2 Géochimie
200
4-5-3 Enseignement de la géochimie des éléments
en traces
210
B - LE GABBRO DE NIAMASSO
1 -
Introduction
211
2 - Pétrographie
211
3 -
Remarque
213
4 - Position structurale
213
5 - Compos i t ion chimique
214
6 - Variations locales
214
7 - Origine
215

---

IV - GEOCHIMIE DE L'URANIUM ET DU THORIUM
A - L'URANIUM ET LE THORIUM DANS LES ROCHES
1 -
Généralités
217
1-1
Formations granitoïdes.
217
1-1-1 Teneurs moyennes
217
1-1-2 Rapport Th/U
218
1-2 Formations métamorphiques
219
2- Teneurs en Uranium et Thorium des roches d'Odienné
222
2-1 L ' U r a n i u m . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
222
2-1-1 Les g r a n i t e s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
222
2-1-2 Les métamorphites
225
2-2 Le Thorium
227
2-2-1 Les g r a n i t e s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
227
2-2-2 Les métamorphites
227
3 -
Corrélation entre l'Uranium et le Thorium
230
3-1 Introduction
230
3-2 Dans les g r a n i t e s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
230
3-3 Dans les métamorphites
232
4 -
Relation entre Uranium total et Uranium fixé
232
4-1 G é n é r a l i t é s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
232
4-2 R é s u l t a t s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
234
4-3 Conclusion
235
B - L'URANIUM DANS QUELQUES MINERAUX SEPARES
1 -
Introduction
236
2 -
Activité radioactive de la biotite et de la hornblende
236
2-1 Biotite
.
236
2-1-1 Localisation de
l'uranium de la biotite
238
2-1-2 R é s u l t a t s . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
239
2-2 La hornblende
240
... / ...

---

3 - Conclusion ................•.....•..•...•..•.•••....•...•
24 1
C - MINERAUX ACCESSOIRES RADIOACTIFS
243
- Introduction
. . . . . . . . . . . . . . . . . • . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2 - Mode de localisation et nature des minéraux accessoires.
243
2-1
Méthode d'étude . . . . . • . . . . . . . . • . . . . . . • . . . . . . . . . . . .
243
2-2 Localisation . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
244
3 -
Minéraux accessoires dans les granitoïdes
.
244
3-1
Introduction . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . •
244
3-2 Minéraux transparents radioactifs
.
245
3-2-1
Monazite
245
3-2-2 Xénotime
246
3-2-3 Zircon
.
247
3-2-4 Apatite
249
3-2-5 Sphène
250
3-2-6 Epidote
251
3-2-7 Allanite
251
3-3 Minéraux opaq ues rad ioactifs
.
252
3-3-1
Complexe titanoferrifère
.
252
3-3-2 Silice ferrugineuse
_ .
252
3-3-3 Uranini te et com plexe urany le
.
252
4 -
Dans les métamorphi tes
253
5 - Conclusion
254
o - COMPORTEMENT DE L'URANIUM ET DU THORIUM DANS LE MAGMATISME
EBURNEEN D'DDIENNE
- Généralités
256
2 -
Dans les grani toïdes
. 256
3 - Dans les métavolcani tes
. 257
4 - Conclusion
. 259
.. ./ ...

---

v - CON C LUS ION
G E N E R ALE
1 -
Formations libériennes
260
2 -
Formations éburnéennes
260
3 -
Chronologie de mise en place
.
263
A N N E X E S
.....................
264
- Annexe 1
Diagrammes géochimiques
.....
264
- Annexe 2
Tableaux des analyses
.......
276
B l B LlO G R APHI E
292
PLA N CHE S •••••••••••••••••••••••••••••
316
LISTE DES FIGURES, TABLEAUX ET PLANCHES .....
324

---

INTRODUCTION
GENERALE

---

1 - INTRODUCTION GÉNÉRALE
A -
CADRE GEOGRAPHIQUE
Le degré carré d'Odienné est situé au Nord-Ouest
de la Côte d'Ivoire entre les parallèles 9° et 10° Nord et
les méridiens 7° et 8° Ouest
(Fig .'1
).
Il est limité à l'Ouest par la République de Guinée,
au Nord,
au Sud et à l'Est,
respectivement par les coupures
de Tienko,
Touba et Boundiali.
Les limites effectives de la zone étudiée passent
sensiblement par Samatiguila au Nord,
Bako au Sud,
Séguélon
à l'Est et Seydougou à l'Ouest.
La morphologie du relief n'est pas toujours carac-
téristique de la nature des roches. Cependant, on remarque
que
:
-
Les granitoïdes sont le plus souvent représentés
par des dômes ou inselbergs avec une altération desquamante.
Ils se rencontrent aussi
en dalles ou en "dos d'éléphants".
-
Les métavolcanites forment des collines plus ou
moins arrondies,
parfois éboulées à la base, mais se présen-
tant assez souvent en bancs ou cailloutis parsemés sur des
plateaux.
Le réseau hydrographique est assez important.
Il est
généralement dendritique,
mais peut localement prendre une
allure en rameau.
Parmi les plus importants cours d'eau,
on peut citer
le KOUROU-KELE,
le BA-OULE,
le SIEN de BANINFING
et le KOLA.
Ce sont des cours d'eau aux larges flats alluvionnaires le
long desquels l'échantillonnage est souvent impossible.
Le climat est soudanien avec deux saisons bien mar-
quées
une saison sèche de Novembre à Mai et une saison de

---

-
2 -
fig.l
SIl UATI 0N
GEOGRAPHIQUE
DE
LA
REGION
O'OOIENNE
- - - - - - = - - - - f - - - - - - - - - ? - - - 0°
Zone étudiée
Forêt
CL]
Cours
d'eau
)
M
A
+ N A FAS 0
\\:::----t-=_ _.~---_r_---l00
.....
z
~
8°
z
o
100 km
~I'==~=;;;;;;;;j'
+

---

-
3 -
pluie de Juin à Octobre. On assiste cependant à des pluies
sporadiques déjà au mois d'Avril. C'est une région relative-
ment bien arrosée,
si on la compare aux zones de même latitude.
Cette abondance d'eau dans un climat chaud,
explique l'impor-
tance de la latéritisation.
La végétation est caractérisée par une savane arborée
avec des ilôts de forêts dégradées et de forêts galeries le
long des rivières.
La pénétration est facile en saison sèche, aussi bien
en voiture sur les routes qu'à pied sur les pistes et même
en dehors des pistes après les feux de brousse. Pendant la
saison pluvieuse,
l'herbe pousse très vite et forme un tapis
dense,
rendant l'échantillonnage pratiquement impossible.
B -
APERCU GEOLOGIQUE
1 - In~oduetion
Les interprétations les plus répandues admettent que
l'Afrique est constituée de trois cratons
(KENNEDY,
1964
ROCCI,
1965 ; CLIFFORD,
1964-1970)
: le craton du Congo,
le
craton du Khalahari et le craton ouest africain
(fig.
2a et 2b)
ROCCI a émis l'hypothèse d'un craton nilotique qui n'est pas
encore confirmé et que l'on a
tendance à négliger
(fig.2b) .La
Côte d'Ivoire appartient au craton ouest africain qui est
formé d'un socle constitué de granitoïdes associés à des
roches métamorphiques redressées le plus souvent à la verti-
cale et dont la direction générale est sensiblement Nord-Sud.
Il esr recouvert en discordance par des formations non métamor-
phiques.
2.1 - Libérien
Le Libérien est le cycle orogénique qui se situe
entre 2850 et 2300 millions d'années. On désigne par forma-
tions libériennes,
toutes les formations qui ont pris nais-
sance pendant ce cycle. Mais très souvent, on se contente de

---

-
4 -
1 2a - Cratons" Africains
d'après T.N. CLIfFORD (1970)
!ZJ FraClurt' pro!ondtl
(1 tn~._ntl)
DI.("n("!'o'I.'~I....
500
1000
lS00
lOOO~",
-==1
Fig·2b -"Rt~ti~ture d'cnscmb1c dc l'Afriquc.(G.Rocci,1965)

---

-
5 -
démontrer seulement que les formations sont antérieures à
2300 millions d'années de telle sorte que des formations an-
térieures à 2850 millions d'années ont pu être désignées sous
le terme de formations libériennes. Or certains auteurs
(BECKINSALE,
R.D.,
et al.,
1980)
admettent en Sierra Leone,
l'existence d'un cycle dit LEONIEN à 2950 millions d'années
repris ultérieurement par le cycle libérien.
2.2 - Eburnéen
L'Eburnéen est le cycle orogénique compris entre
2300 et 1550 millions d'années. Les formations de ce cycle se
subdivisent en deux groupes
i
les métamorphites,
désignés sous
le vocable de roches birrimiennes et les roches ignées,
généra-
lement des granitoïdes.
2.3 - 8irrimien
Le Birrmien désignait à l'origine,
les formations
de la vallée de la birrim. Etendu à l'ensemble de l'Afrique
Occidentale,
il désigne généralement les métavolcanites et
métasédiments du cycle éburnéen.
2.4 - Roches vertes birrimiennes
Ce sont des roches magmatiques basiques ou intermé-
diaires métamorphisées généralement dans le faciès schiste
vert
ou faciès amphibolite et dont la texture originelle est
le plus souvent oblitérée.
3 - CJc.atol1 oUeAt-a6Jl.-<-c.a-<-11
Les travaux géologiques qui ont eu pour objet l'Afri-
que Occidentale sont nombreux,
mais souvent mal répartis sur
l'ensemble du territoire. C'est ce qui explique que les dif-
férentes synthèses aient longtemps eu un caractère régional.
Il faut cependant signaler que beaucoup d'efforts ont été faits
et que les résultats acquis tendent à se généraliser sur l'en-
semble du pays surtout au niveau de la connaissance des unités
lithostratigraphiques.

---

6
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Fig 3
Le craton ouest-africain et situation de la Côte d'Ivoire par rapport
A l'ensemble des cratons africains.
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1 - '
Fig 4 - Craton ouest-africain d'après Dessoles (1977)

---

- 7 -
La première synthèse sur l'Afrique de l'Ouest fran-
cophone fut établie en
1919 par HUBERT considéré à juste
titre comme le père de la géologie de l'A.O.F.
(Afrique Occi-
dentale Française).
Il distinguait dans le socle deux grandes
séries
:
-
des schistes cristallins
(principalement des or-
thogneiss,
représentés en Côte d'Ivoire,
Togo,
Dahomey et
Haute Volta)
- des schistes et quartzites redressés.
Sur ces schistes et quartzites reposent en discordan-
ce,
des grès siliceux horizontaux.
Un an plus tôt,
1918,
KITSON
(1918),
avait défini
la série de la Birrim dans l'ancienne Côte d'Or,
aujourd'hui
République du Ghana. ultérieurement il présente une synthèse
(KITSON,
1928)
dans laquelle il distingue de haut en bas:
-
un système voltaien
(grès,
schistes,
argile et
conglomérats)
- un système akwapimien ;
- un système tarkwaien ;
- un système birrimien.
Il décrit enfin sous le nom "d'archéen"
une serle
métamorphique qu'il qualifie de plus ancienne,
mais la ratta-
che au birrimien.
En
1939 LEGOUX,
adopte l'interprétation des géologues
britaniques et établit une échelle stratigraphique au niveau
de l'A.O.F.
à la base une série très métamorphique
(granito-gneiss),
au sommet les séries intermédiaires plissées
(Tarkwaïen,
Falémien,
Atacora,
Guern)
et entre les deux le birrimien cons-
titué de schistes et quartzites redressés.

---

-
8 -
En
1940,
JUNNER présente une synthèse de la géologie
de la Gold Coast
(Ghana)
où il distingue le Tarkwaïen et le
Birrimien comme ses prédécesseurs,
mais subdivise le Birrimien
en Birrimien inférieur
(constitué de schistes ardoisiers,
phyl-
lades,
grauwackes et tufs)
et birrimien supérieur
(comprenant
des roches ver tes) .
A la base du Birrimien,
il décrit un ensemble de gneiss
et micaschistes qu'il désigne sous le nom d'archéen. Mais comme
KITSON
(1928),
il n'en fait pas une unité lithostructurale.
ROQUES
(1948)
propose une nouvelle synthèse pour l'Afri-
que Occidentale Française.
Il distingue de bas en haut:
-
le Dahomeyen
(très métamorphique méso à cata)
-
le Birrimien
(métamorphique
; épi à méso)
-
le Tarkwaîen
(peu métamorphique mais fortement
plissé et non granitisé).
L'ensemble de ces serles est recouvert en discordance
par les grès siliceux horizontaux.
Toutes ces formations sont
intrudées par des granitoïdes.
4 - Côt~ d'rvo~~
On assiste jusqu'en
1951
à des travaux ponctuels de
lever
;
ARCHAMBAULT,
BONNAULT,
BOUGIE,
BOLGARSKY pour ne citer
que ceux-là. Ce n'est qu'en
1951 que BODIN propose une synthèse
pour la classification des granites qu'il divise en deux
types:
-
les granites Baoulés
(concordants,
syntectoniques)
-
les granites Bondoukou
(discordants et postectonigues)
Cette classification est reprise par ARNOULD
(1961)
gui
introduit les notions de granites de craton et "grani tes de
géosynclinal". Sur le plan stratigraphigue,
il distingue l'an-
tébirrimien et le Tarkwaïen.
S~gna1on~ qu'~n 7977, B~~~of~~ a 6~t un~ ~ynthè~~ d~ tou~ f~ t~avaux
~~ f~ ~~aton ou~~t-a6~~~a~n.

---

- 9 -
En
1956,
Soulé de Lafont fait une synthèse sur la
série métamorphique et des granites de Bondoukou
; il subdi-
vise les formations métamorphiques en Birrimien inférieur et
Birrimien supérieur et admet pour les granites la classifica-
tion de BODIN
(1956).
Dans le
Sud-Ouest,
PAPON
(1962)
définit un domaine
libérien.
(Le domaine de Man)
et un domaine éburnéen
(le domai-
ne de Sasca)
Dans une esquise structurale de la Côte d'Ivoire,
TAGINI
(1965)
introduit la notion de géosynclinal:
il divise
l'histoire du Précambrien de la Côte d'Ivoire en deux mégacycles
Le mégacycle libérien entre 3000 et 2300 millions
d'années,
Le mégacycle éburnéen entre 2300 et 1550 millions
d'années.
Par ailleurs il propose une nouvelle division du
Birrimien
(1)
où il distingue:
-
un birrimien inférieur volcano-sédimentaire,
-
un birrimien moyen flyschoïde,
-
un birrimien supérieur molassique,
conglomératique.
Ce birrimien supérieur correspondrait au Tarkwaïen
que TAGINI
(1965)
n'accepte pas comme distinct du birrimien.
Enfin il propose une classification des granitoïdes dans un
contexte géotectonique, classification sur laquelle nous
reviendrons plus loin.
A la suite d'une étude structurale dans la région du
Sud-Est de la Côte d'Ivoire,
TEMPIER (1960)
conclut à l'anté-
riorité des granites discordants par
rapport aux granites
concordants.
(1)
Cette division apparaît inverse par rapport a celle de JUNNER(1940)

---

10
AMERIQUE
CARTE
HO:-iDE
COTE D'IVOIRE
AFRIQUE
AFRIQUE
DU NORD
GEOL.
(B. Choubert,
(G. Choubert et
(Furon,
(King,
1969)
Tagini 1971
IHERL"A-
1967)
coll.,1968a)
1959a)
M.a.
TIO;,lALE
600
600
610
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Hozambique
Protérozo;que Précamb.
"
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Protérozoïque
Katanga
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Précambrien
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supérieur
Protérozoïque
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Précambrien
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1 - - - - - - - - - 1 supérieur
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c
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terminal
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1000 ~; 950
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1000
1000
Protérozoïque
1050
1 1 0 0 _
Précambrien
III
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B 1
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_ _ _ _ _ _ _ _ _ _
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tardi-
supérieur
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éburnéennes
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1
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IProterozolquc
1905
1
1
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Prot~rozQïq~ ~ 11850 C 1
inférieur
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1
1
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Eburnéides-
2000
Lburrù~id(:s
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2650
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2750
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J
Catarchéen
j
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3000
JOOO
Sierra Lt.·on ...
Pr.:raIT'.~rit·:l
j)
:.
Tab-fea..u 1
Divi~ion~
du P~~camb~ien de
COTE V' IVO IRE et Compa~ai6on avec dive~6e~ pa~tie~
du monde d'ap~è6 TAGINI (1971)

---

-
11
-
En
1973 J.P. BARD,
s'appuyant sur des arguments
structuraux et pétrologiques,
propose un nouveau schéma géo-
tectonique de la Côte d'Ivoire.
Pour cet auteur,
l'évolution
orogénique du craton ivoirien se déroulerait en deux étapes
relativement proches l'une de l'autre et appartenant à
"un
mégacycle éburnéen",
(2900-1900).
-
une étape éburnéenne l
vers 2500 millions d'années
-
une étape éburnéenne II vers
2100 millions d'années.
Ces deux étapes seraient suivies d'une étape postectoni-
que marquée _ par la forma tion de dépô ts subhor i zon taux,
très dé-
tritiques et peu déformés. Quant aux granitoïdes,
il distingue
deux grands groupes
(1):
-
les granitoïdes éburnéens
l
-
les granitoïdes éburnéens II,
gui auraient pour origine une fusion étagée mésocrustale "humide"
et infracrustale sèche et humide.
En 1973,
CASANOVA étudie la géochimie des granitoïdes
de Côte d'Ivoire;
il les caractérise comme des diorites quart-
ziques, des granodiorites,
des granites monzonitiques et des
monzonites.
Les syénogranites manqueraient.
Il propose une
nouvelle terminologie en remplacement de celle utilisée jusque
là par les géologues travaillant dans la région.
L'intérêt
de cette nouvelle terminologie est qu'elle est basée sur la
classification I.U.G.S.
YACE,
1976, dans une thèse sur le volcanisme éburnéen,
aboutit aux conclusions suivantes:
-
le volcanisme éburnéen correspond à un
type méta-
gabbro-rhyolite,
différent des spilites-kératophyres et surtout
des ophiolites.

---

-
12 -
Ce volcanisme serait suivi d'une sédimentation
pélitique, volcano-détritique et siliceuse affectée par un
métamorphisme de basse pression et de faible à moyenne tem-
pérature.
Enfin,
un groupe de
chercheurs clermontois
(LEMOINE
et al.
1985, communication orale) propose de scinder l'Ebur-
néen tel qu'il est défini
jusqu'ici en deux cycles bien dis-
tincts
:
-
le Burkinien situé entre 2250 MA et 2150 MA,
fortement déformé et métamorphisé dans le faciès amphibolite
,
-
l'Eburnéen de 2100 MA a
1950 MA, peu déformé
légèrement ou pas métamorphisé.
A propos de cette nouvelle conception,
signalons
que J.
C~1IL (1983) a montré que le rajeunissement du socle
archéen se si tue entre 1900 MA. et 1800 MA. Ce raj euni ssemen t qu i
se traduit à l'échelle géologique par une rétromorphose par-
tielle dans le faciès schiste vert de certaines formations
granulitiques, correspondrait à la phase majeure du métamor-
phisme éburnéen à caractère épizonal.
Si
tel est le cas,
i l faudrait admettre que la phase
paroxymale du métamorphisme se situe autour de 1900 MA. Or
l'équipe de Clermont considère que le métamorphisme important,
qui affecte les formations birrimiennes se situe à la phase
dite burkinienne qui se termine à
2150 MA
; âge des granites
post-cinématique de type Bondoukou. Ces auteurs précisent par
ailleurs que les formations post-burkiniennes sont peu ou pas
métamorphiques,
ce qui est en contradition avec les retromor-
phoses de la région de Man,
à moins d'admettre que l'onde
thermique du métamorphisme a évolué de l'Est vers l'Ouest. Peu
d'argument de terrain viennent corroborer ce point de vue.

---

-
13 -
Il ressort de tous ces travaux, à l'exception de
ceux de J.P. BARD
(1973)
et LEMOINE et al.
(1985)
que le
Précambrien de la Côte d'Ivoire est divisé en deux cycles
orogenlques distincts :
-
le Libérien qui se situe entre 2850
et 2300
millions d'années;
-
l'Eburnéen compris entre 2300 et 1550 millions
d'années.
Le Libérien appartient à l'Archéen,
et l'Eburnéen
couvre le protérozoïque inférieur et le début du protérozoï-
que moyen. Les roches les plus rencontrées dans les formations
libériennes sont des migmatites, des gneiss, des amphibolo-
pyroxénites, des quartzites à magnétites et des charnockites.
Quant aux formations éburnéennes,
elles sont constituées par
des sédiments associés aux laves, l'ensemble formant des
complexes volcano-sédimentaires
(CVS)
traversés par des
magmatites.
Les grandes synthèses dont il a été question plus
haut n'ont pas eu pour cadre la région qui nous intéresse;
cependant, il faut souligner qu'un certain nombre de travaux
y ont été entrepris durant cette période.
Le travail le plus important a été celui de COUTURE
de 1955 a 1962, succédant à d'autres études plus ponctuelles.
Ainsi A. LENOBLE
(1927),
fait un itinéraire du Nord-
Ouest d'Odienné~alors que R. GOLOUBINOW (1938-1950) échan-
tillonne les gneiss à biotite au Sud de Maninian.
En 1951, J.P. SPINDER découvre du minerai de manga-
nese a l'Est de Tiela. De 1949 à 1962, COUTURE lève la feuil-
le d'Odienné et établit la carte au 1/500.000.
Il décrit et établit une chronologie relative entre
les différentes formations. Ainsi,
il distingue de la base
vers le haut :

---

-
14 -
'\\"
U R K I N A
F A S O
S"
S"
GHANA
6"
5'
LIBERIA
E A N
o C
S'
6'
- - - - - - - - - - - - _ .
4"
LJ
GranitoTdes Baou:es
Bassin sèôil:~~n:3ile
t:./LJ Oornain~ Libérien
(Eburneenl
•
Granitoïde:; Bondoll\\<.ou
Métamorphite
/
Zone faillée du Sassandra
1Ebarnin'
(Ehrni . . ,
c:::J Zone d'étude
Fig 5 - Carto géologique simplifiée da la Côte d'Ivoire
d'après la carte du 1/1000000 de B, TAGINr 1971

---

14 bis
+
+
+
- - - --
- - - --
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8'
7'30~
ŒJ Galill alumlaeUI
m Complui nlcuD lid/muhlrl
~ Grulla i blalltl Il mUICDtUI
It racbu ulGcliu
..
E3J QuartzUI a magaitUI
Qualtzlle magunllill
- Gabbra
~ lmpbibalile
1 1 1
GIJoadlaritl
/ " hlllu
~ IIlgmatlll
m Gnaltl bitiragill i biolitl
rJ CUhUll liDlallquu
- -
Il ampblbole
0
Gaelll (artbognllu 1
B
Granitl bomnliae i blotlll
++++
lImltl d'ihl
Fig. 6
Esquisse géologique

---

-
15 -
l'Antébirrimien,
le Birrimien,
le Tarkwaien.
Enfin
à
tous
ces
travaux,
il
faut
ajouter
les
rapports
des
missions
de
reconnaissance
et
de
prospect ion
de
la
SODEMI,
et
de
la
DGPM qui
ont
abouti
le
plus
souvent
à
des
synthèses
locales;
BAGARRE
(1963),
ZANONE
(1968),
MATHEZ
(1974),
CHEZE
(1975)
LAMOUCHE
(1977),
TOURE
(1980").
Ces
quelques
études
ont
permis
l'établissement
dans
la
région
d'Odienné
du
schéma
suivant,
maintenant
classique -en
Côte
d'Ivoire
série
de
sillons
volcano-sédimentaires
jalonnés
par
des
massifs
granitiques
et
gneissiques
concordants,
traversés
par
petits
massifs
discordants.
Cet
ensemble
s'intègre
aux
formations
éburnéennes dans
l'acception
la plus
répandue.
On
remarque par ailleurs que
les
formations
impliquées dans
les
orogenèses
qui
affectent
la
région
d'Odienné
peuvent
être
divi-
sées en deux groupes
:
-
d'une part
les métamorphites
-
d'autre part
les plutonites
C - OBJECTIFS ET METHODOLOGIE
1 -
Obje.c.t,(6~
Le but de cette étude est multiple:
présenter
une
description
détaillée
des
roches
de
la
région,
en
essayant
de
les
situer
dans
un
cadre
lithostratigraphi-
que.
Cette
description
fait
appel
aux
observations
de
terrain,
à
l'étude
des
lames
minces
et
à
des
techniques
de
pointe
telle
la
microsondej
déterminer
les
caractères
chimiques
et
les
tendances
géochimiques des
formations;
caractériser
le
volcanisme
et
établir
la
typologie
des granitoïdes en utilisant
des diagrammes classiques ou des modèles
multivariablesj
aborder
la
géochimie
de
l'uranium
et
la
répartition
de
l'uranium dans ces
formations,
déterminer
la dynamique de
l'uranium
en
liaison avec
l'évolution des
formations.

---

-
16
-
-
interpréter les faits mis en évidence par les
différentes approches.
2 - Méthodoiog~e
2.1 - Conditions de travail
Les itinéraires sur le terrain ont été exécutés
de 1974 à
1980 inclus durant la saison sèche.
Lorsqu'elles étaient pratiquables,
les routes ont
été levées en voitu=e
(avec un compteur parfois hectométri-
que parfois kilométrique)
avec un arrêt sur chaque affleu-
rement et en cas d'absence un arrêt tous les deux kilomètres.
Pour les échantillons dont la localisation posait des diffi-
cultés, nous procédions en deux fois. C'est-à-dire par re-
pérage aux trajets aller et retour ce qui
réduit l'erreur.
Les pistes et les rivières ont été levées à pied.
A cela,
il faut ajouter les layons tracés par nos équipes
et les équipes de la SODEMI.
2.2 - Documents cartographiques
Les levés se sont appuyés sur les cartes suivantes:
-
carte géologique au 1/500.000 levée entre 1955
et 1961 par COUTURE, et publiée par la Direction des Mines
et de la Géologie en 1968, mais sans notice explicative.
-
carte géologique de reconnaissance au 1/200.000
établie par la mission régional de la SODEMI à Man
(Société
pour le Développement Minier) .
-
d'Une carte topographique au 1/200.000 d'assez
bonne qualité, avec des courbes de niveaux,
à équidistance
de 40 mètres.

---

FORMATIONS
METAMORPHIQUES

---

-
17 -
A cela il faut ajouter l'agrandissemment au 1/50000
de la carte topographique au 1/200.000. Agrandissement qui
multiplie évidemment les erreurs du 200.000 ème.
- de quelques cartes géologiques de secteurs assez
restreints établies au 1/50.000 par la SODEMI pour les be-
soins de la prospection.
-
enfin de la couverture photographique aérienne
au 1/50.000, et les images LANDSAT.
2.3 - Travail de Laboratoire
Les travaux de laboratoire ont été exécutés au
Département des Sciences de la Terre de la Faculté des Scien-
ces et Techniques de l'Université Nationale de Côte d'Ivoire,
au laboratoire de la SODEMI,
à l'Ecole de Géologie de Nancy
et à la Faculté de Nancy 1.
Les analyses chimiques ont été faites par la SODEMI
et le CRPG
{1}
de Nancy.
2.4 - Traitements des données
Les méthodes que nous avons ~tilisé,
~our le trai-
tement des résultats analytiques da~B cètte étude, s'inspi-
rent en partie du modèle établi au tRPG de Nancy par H. DE
.
)
LA ROCHE et al.
{1980}
pour la cartographie géochimique ré-
f
gionale, a partir de systèmes multAvariables spécifiquement
adaptés au "modèle grani tique",
pr!enant en compte tous les
éléments dosés. Les roches métamorphiques seront étudiées
suivant les méthodes préconisées par H. DE LA ROCHE
{1969}.
Pour une meilleure clarté de notre expoé ,
nous
reporterons la description complète des différentes méthodes
en annexe.
{1} Centre de Recherches pétrographiques et géochimiques de Nancy.

---

-
18 -
II - LES FORMATIONS M~TAMORPHIQUES
A -
GENERALITES
1 - I~oduetion
Les formations métamorphiques de la reglon d'Odienné
sont représentée$,nous l'avons vu plus haut, d'une part par
des gneiss
(gneiss alumineux et orthogneiss)
et des quartzi-
tes à magnétite
(1) de répartition très réduite dans
la zone étudiée,
et d'autre part par des amphibolites,
des
roches vertes, des métabasaltes, des métaandésites,
des mé-
tadacites, des métarhyolites,
des pyroclastites,
des quartzi-
tes et enfin des schistes.
Le premier ensemble est rattaché au Libérien exception
faite des orthogneiss dont l'âge est encore discuté. Le deuxiè-
me ensemble qui constitue ce que l'on désigne généralement
sous le vocable de roches birrimiennes est rattaché à l'Ebur-
néen.
De façon chronologique, on aura donc,
les gneiss alu-
mineux et les quartzites à magnétite qui forment le substra-
tum sur lequel vont se déposer les formations éburnéennes.
A l'intérieur de l'ensemble éburnéen l'ordre chronologique
reste à l'état d'hypothèse.
B -
LES FO~~ATIONS
LIBERIENNES
1 - In~oduction
Elles ont une répartition géographique très réduite
dans la zone &tudiée. Les affleurements observés sont de
très mauvaise qualité
(cailloutis ou panneaux),
ce qui exclut
(1)
d'après TAGINI
(1962,1971)
les quartzites à magnétite sont l'é-
valent de la sédimentation birrimienne sur une semi-plateforme
épi-continentale.

---

-
19 -
toute possibilité de mesure de direction. Les gneiss, aussi
bien que les quartzites à magnétite ont été rencontrés le
long de la zone broyée de l'accident du Sassandra, dans un
environnement granitique.
2 - Lei.:> gne...w-6 a1.wn-é.ne.ux
2.1 - Gisement
Un seul affleurement a été rencontré en panneaux lon-
geant l'accident du Sassandra, dans un énvironnement graniti-
que.
Le contact entre cette formation et son encaissant n'a
pas été observé ; cependant,
les linéations minérales mesurées
coïncident avec les directions majeures de l'Eburnéen dans
la région.
Il apparait ainsi une sorte de concordance entre
les linéations libériennes et les directions éburnéennes.
2.2 - Etude pétrographique
Ce sont des roches mélanocrates,
assez déformées, avec
une structure gneissique bien nette sur le terrain. Au micros-
cope, on observe une texture granolépidoblastique avec une
composition minéralogique qui s'établit comme s u i t :
Quartz
Sill imani te
Plagioclase
Cordiérite
Biotite
Graphite
Muscovite-Séricite
Zi rcon- Epidote .
~~_9~~E!~ se présente en plages polycristallines, sou-
vent allongées, parfois engrenées avec une extinction ondu-
leuse.
Il se rencontre aussi en associations simplectiques
avec la biotite dans les zones d'ombres des feldspaths ovoïdes.
~~_e!~9!~~!~§~ est automorphe à subautomorphe, parfois
ovoïde avec des associations simplectiques de biotite et quartz
dans les zones d'ombres.
Il présente une altération en séricite.
Les mesures effectuées donnent un plagioclase à An 25.

---

-
20 -
~~_e~~!~!~, est abondante, elle se présente en baguet-
tes allongées, de taille variable,
soulignant la
foliation.
On observe deux générations
-
La première génération est constituée de minéraux
de grande taille,
automorphes à xénomorphes,
riches en
inclusions à
halo-pléochroïques
(zircons),
avec un pléochroïs-
me relativement faible.
Dans certains minéraux, ce pléochroïs-
me est plus vif dans la partie centrale qu'à la périphérie
(auréole de croissance ou d'altérations).
-
La deuxième génération est constituée de minéraux
de taille moyenne
a petite,rouge-vif,
dépourvu d'inclusions.
Ils moulent souvent les minéraux ovoïdes.
La sillimanite se présente sous deux habitus
--------------
prismatique et fibrolitique.
~~_~~E~~~E~!~ est souvent altérée en gigantolite. Elle
se présente en plage jaunâtre plus ou moins rectangulaire.
~~_9E~Eb~!~, se rencontre en lamelles opaques avec une
sorte de granulation sur les bords.
Muscovite -
Séricite :
La muscovite est rare et se
--------------------
rencontre parfois avec la biotite de 2ème génération. Quant
à la séricite,
elle est issue de l'altération du feldspath-
plagioclase.
Minéraux accessoires
: comme minéraux accessoires on
rencontre le zircon et l'épidote.
2.3 - Composition
chimique
Le tableau ci-dessous donne la composition chimique
de cette roche.
PO
136
FeO
MnO
MgO
CaO
Total
60,22 16,90
2,40
6,70 0,13
4,60
1,90
0,16 4,90
0,90 1,16 99,97

---

-
21
-
3 - Lu quaJr.tûtu à magné.tite.
3.1 - Gisement
Quelques affleurements de quartzite à magnétite ont
été observés à Sienso-Odienné et zébené,
au Sud de la ville
d'Odienné et le long de l'accident du Sassandra. Ces affleu-
rements sont en bancs de très petite taille ou en cailloutis
épars.
Ils se débitent le plus souvent en plaquette. D'après
Bagarre
(1963) ,les bancs auraient d'une façon générale dans
la région,
une puissance de l'ordre du décamètre.
(observation
faite dans les tranchées de ziemougoula). Les rapports de
ces roches avec les gneiss et les granites ne sont pas bien
définis.
3.2 - Etude pétrographique
La roche présente une structure litée avec alternance
de li ts quartzeux
et de li ts à prédomi nance de magnéti te. A
ces deux composants de base sont associés des minéraux sili-
catés
(pyroxènes et amphiboles)
dont le développement nous
fait passer des quartzites à magnétite à des pyroxénite à
magnétite.
La composition minéraloqique est donc la suivante: quartz, maqnétite
hypersthène, diopside, qrunérite, arfvedsonite, monazite, limonite et apatite.
Le guartz,
,
1 1 ' '
--- -----
se presen te en plages
a
onqees su Ivan t la
foliation ou en grains de taille variable. Les minéraux sont
le plus souvent brisés,
avec une extinction roulante et des
bandes de déformation obliques par rapport à l'allongement.
On rencontre aussi de petits grains dans le pyroxène.
~~bYE~E~!b~~~,est abondant, léqèrenent coloré en rose avec un
pléochroTsme assez léqer mais bien visible. ('est la phase silicatée
la
plus importante.
Il se destabilise pour donner de la grunérite
qui l'envahiit et le ronge le plus souvent sur les bords. En
plus de cette retromorphose,
on observe des lamelles d'exso-
lution dont la nature n'est pas déterminable au microscope.

---

-
22 -
~~_9i2E~i9~' est moins abondant que l'hypersthène, de
taille relativement moyenne,
incolore ou très verdâtre.
Il
se rétromorphose lui aussi en une amphibole de la série cum-
mingtonite-grunérite par libération du calcium sous forme de
C0 Ca
3
~~_9E~~~Ei!~, se présente en lamelles fibreuses ou en
lames polysinthétiques ou encore en touffes d'aiguilles ron-
geant l'orthopyroxène et le clinopyroxène sur les bords ou
à partir des cassures.
~~~Ei~~9~2~i!~, est relativement rare par rapport aux
amphiboles. Elle présente un pléochroisme très net dans les
bleus vert foncé a vert jaunâtre. Elle se rencontre le plus
souvent au contact de la magnétite et l'hypersthène ou du
diopside. Son caractère secondaire par rapport à la texture
primaire ne fait aucun doute. Cependant si l'on considère la
réaction pyroxène-grunérite,
elle ne peut se déplacer vers
l'arfvedsonite que par adjonction de la soude. Cet apport peut
s'expliquer par une circulation de fluide ou par l'existence
au voisinage des quartzites de niveaux sodiques. De tels ni-
veaux ont été signalés dans le Précambrien de l'Afrique du Sud.
~~ ~~9~~!i!~ : se présente en grandes plaques allongées
soulignant la foliation. C'est le minéral le plus important
après le quartz.
Les minéraux accessoires,
sont représentés par l'apatite
la monazite et la limonite. Ces derniers se rencontrent pré-
férentiellement à proximité de l'hypersthène destabilisé.
3.3 - Remarque
Les caractères pétrographiques observés dans les échan-
tillons que nous venons de décrire,
sont identifiques à ceux
observés par J. CAMIL
(1984)
dans la rég ion de Jl.lan
(cf.
tabl x).
Il s'agit de roches qui ont atteint le faciès granulite avec
la cristallisation de l'hypersthène.
Nous reviendrons sur
cette ressemblance dans les paragraphes suivants.

---

-
23 -
Minéraux
Cummingt
Q
Mgn
oPx
cPx
Arfvedsonite
Echantillons
et Gruner
503/266
Man
x
x
x
x
503/28
"
x
x
x
x
x
503/29
"
x
x
x
x
,
503/34
"
x
x
x
x
503/43
x
x
x
x
503/12
x
x
x
x
Po 151 Odienné
x
x
x
x
x
x
Po 394
x
x
x
x
x
1
Tableau 2
Compositions minéralogiques comparées de quelques
quartzites à magnétite de Man et d'Odienné.
3.4 - Composition chimique
Le tableau ci-dessous donne la composition chimique
m?yenne de quelques échantillons de quartz à magnétite d'Odienné.
Si0
Al 0
Fe 0
FeO
MnO
MgO
CaO
Na 0
K 0
Ti0
P 0
P.F. Total
2
2 3
2 3
2
2
2
2 5
43,34
T
31,47
20,03
0,15
1,10
2,14
0,10
0,10
0,32
0,22
0,80 99,77
1
Tableau
3 - Composition chimique moyenne de quelques
quartzites à magnétite.
On remarque la grande richesse en silice et en fer.
A eux deux, ces éléments constituent plus de 90 % en oxyde
de la roche. A ces deux teneurs dominantes,
s'associent des
teneurs normales en calcium et magnésium et basses en alcalins.
Les teneurs en calcium et magnésium s'expliquent par la pré-
sence du diopside.
Mais le fait le plus frappant lorsqu'on examine cette
composition chimique, c'est l'absence de MnO,dans une région
où l'on observe des indices à tonnage de manganèse et ou on
a pu dire à certains moments que les quartzites à magnétite
étaient partie intégrante du complexe manganésifère.

---

-
24
-
Enfin, comparés aux quartzites de Man, on remarque
une identité chimique entre tous les éléments sauf Mgo
(cf.
table
3).
FeO
HnO
HgO
CaO
Total
ienné
43,34
Tr
31 ,47
20,03
0,15
1 ,10
2,14
0,10
0,10
0,32
0,22
98,97
3/28A
41,10
0,30
36,30
17,90
0,13
2,66
3,10
0,12
0,05
0,06
101,72
3/31
43,70
0,03
29,30
19,70
0,22
4,59
1,40
0,07
0,05
0,05
99,11
3/32
44,70
0,05
19,90
25,80
0,31
5,25
3,80
0,08
0,05
0,05
99,99
Tableau 4 : comparaison entre la composition chimique
des quartzites à magnétite de Man et celle des quartzites
d'Odienné. Seule la teneur en MgO apparaît plus importante
dans les quartzites de Man. Ce fait peut s'expliquer par une
charge en minéraux ferromagnésiens légèrement plus élevée.
3.5 - Relation entre les quartzites à magnétite et
les autres formations.
Les affleurements que nous avons rencontrés se trou-
vent toujours,
dans un environnement granitique et gneissique.
C'est dire qu'il existe probablement une certaine relation
entre ces formations.
Selon R. COUTURE (1957),
les quartzites ferrugineux
d'Odienné,
font partie intégrante de la formation manganési-
fère.
Cet auteur admet une origine paravolcanique pour l'en-
semble de la formation
(quartzites-manganèse).
Il fonde cette
hypothèse sur l'existence dans certains sondages d'un mince
(1)
niveau de quartzite à magnétite au toit du niveau manga-
nésifère. Si on admet cette origine stratigraphique commune,
(1)
la puissance de ces nIveaux est décimétrique.

---

-
25 -
i l en découle une postériorité des dépôts de fer et manganè-
se par rapport aux amphibolites. Or excepté ces minces bancs
de quartzite dans le gisement de manganèse,
la succession
qu'on observe d'une façon générale est la suivante: gneiss-
quartzite à magnétite,
complexe volcano-sédimentaire,
manga-
nèse,
schis tes.
Comme on le voit,
cette succession est plutôt en
faveur d'une antériorité des quartzites ferrugineux par rap-
port aux amphibolites.
Par ailleurs la liaison observée sur
le terrain indépendamment des sondages est gneiss quartzite
à magnétite et non gneiss-amphibolites.
Tout en reconnaissant que dans les conditions d'af-
fleurement actuelles,
les positions des couches sont peu si-
gnificatives,
nous maintiendrons la succession généralement
rencontrée sur le terrain; cest-à-dire gneiss-quartzite à
magnétite, complexe volcano-sédimentaire, manganèse schiste
manganèsifère :
nous rejoignons en cela TAGINI
(1962)
et BA-
GARRE
(1963).
Mais précisions tout de suite que cette interpré-
tation ne s'applique qu'à la position relative des quartzites
et des gneiss d'une part et du complexe volcano-sédimentaire
d'autre part.
Car les analogies pétrographiques et chimiques
signalées plus haut avec les quartzites à magnétite de Man
antérieurs à 2800 millions d'années
(CAMIL 1984)
et le hiatus
métamorphique entre les quartzites à magnétite et les forma-
tions birrimiennes,
permet même en l'absence de datation
absolue,
de situer les quartzites à magnétite dans le libérien
dont l'histoire métamorphique a atteint les conditions du
granulite faciès.
Le métamorphisme de la fin du faciès schis-
te vert et de faciès amphibolite lié au cycle éburnéen,
n'a
pas pu oblitérer les paragenèses granulitigues des éléments
du socle libérien tels les quartzites à magnétite et les
gneiss à cordiéri~e.et sillimanite. La présence Qe tels
magnetl te
quartzites à/rellques de faciès granulite,
confirme donc
l'existence d'un socle libérien dans la région d'Odienné.

---

-
26
-
3.6 - Processus de formation des quartzites à ma9nétite
B. TAGINI
(1963)
dans un essai de division des quart-
zites à minérai de fer distingue les itabirites et les
jaspi-
lites.
Dans les itabirites il classe les quartzites à magné-
tite des monts Nimba,Atacora
(Togo) et de Ziémougoula
(1).
Dans
les
jaspilites,
i l groupe les quartzites a minérai des CVS
de l'antébirrimien,birrimien et Buem.
Pour les
itabirites qui
nous
intéressent,
i l conclut que ces roches sont des produits
d'altération,
qui ont précipité dans un bassin marin peu
profond au cours d'une période où on assiste à une variation
répétée du pH.
J. CAMIL (1984)
dans sa synthèse sur
le processus
de formation des quartzites à magnétite de Man preclse,
en
s'appuyant sur l'hypothèse de MAISONNEUVE
(1962)
que ces
roches sont issues d'une sédimentation fine en milieu calme
et ce grâce a l'atmosphère réductrice du Précambrien qui a
permis au fer provenant de l'altération du substratum,de res-
ter à l'état ferreux et d'être drainé sous forme de complexe
soluble dans les bassins,où l'oxygène libéré par photo-syn-
thèse grâce à des organismes
(algues
?)
va être piégé par
le
fer
sous forme d'hydroxyde ferrique insoluble qui précipite.
Ce modèle s'accorde assez bien avec nos observations
a
un détail près, mais qui
revêt une certaine importance.
Dans
les quartzites à magnétite d'Odienné,
nous
n'avons pas obser-
vé de niveaux graphiteux qui confirmeraient l'existence des
micro organismes responsables de la photo-synthèse.
Il faut
signaler cependant que nous n'avons pas bénéficié de sondages
à travers des bancs de quartzites à magnétite et que les affleurements que nous
avons échantillonnés ne sont la plupart du temps que des cailloutis. ~ns ces
condi tions, il est difficile cl' observer ces lentilles graphi teuses. Le fai t
de n'avoir ùas été rencontrées à l'échantillonrage n'exclue donc pas leur
existence. Partant et par référence à la simili tude
des caractères pétro-
graphiques et chimiques nous adrrettrons ce rrodèle de forITB tion.
(1)
Rappelons que cet auteur
individualise deux niveaux dans
les
quartzites de Ziémougoula
:
les quartzites
inférieurs reposent
sur
les orthogneiss et les quartzites supérieurs au sommet du
minérai de manganèse.

---

-
27 -
C -
LES FORMATIONS EBURNEENNES
1 - Intnoduction
Les sédiments birrimiens impliqués dans l'orogenèse
éburnéenne dans la région d'Odienné sont
représentés par:
-
des dépôts tuffacés,
grauwackeux et des pyroclas-
tites associés à des laves,
l'ensemble constituant le complexe
volcano-sédimentaire (CVS)
-
des sédiments flyschoïdes représentés par des
schistes d'origine pélitique et des schistes graphiteux.
A ces deux ensembles,
il
faut ajouter les orthogneiss
et les amphibolites de type Kéré.
Ces dernières,qualifiées d'or-
rigine douteuse par TAGINI ont été placées,
compte tenu de
leurs
caractères pét.rographiques,
à
la base de
la série éburnéenne.
Quant aux orthogneiss ils étaient considérés comme substratum
des formations
éburnéennes à cause surtout de la différence de
leur degré de métamorphisme avec les formations qui les envi-
ronnent.
Rappelons qu'ils présentent un métamorphisme de faciès
amphibolite alors que les autres
formations qui les environnent
sont du faciès schiste vert. Mais la découverte des gneiss alu-
mineux proches de ceux de Man nous a amené à
distinguer deux
groupes de gneiss dans la région:
d'une part les gneiss alu-
mineux rattachés au Libérien et d'autre part les orthogneiss
rattachés à l'Eburnéen.
Enfin,
dans les évènements tectoniques du
cycle éburnéen qui affectent cet
ensemble,
on distinguera suivant
l'interprétation de TAGINI,
une phase précoce qu'il appelle abronien-
ne
(1),
au cours de
laquelle s'est mis en place un plutonisme basi-
que et acide
(gabbros à hypersthène,
granites plagioclasiques)
et
la phase majeure marquée par la mise en place des granitoïdes con-
cordants
(dits granitoïdes baoulés)
syncinématiques.

---

-
28'-
Le métamorphisme qui a accompagné cette orogenèse est
du type schiste vert,
rarement du type amphibolite faciès.
2.1 - Gisement
A la sortie de Kéré, sur la route menant à Férédougou
affleure une amphibolite grise, gneissique,
à grain fin. Elle
est parcourue par deux systèmes de filonnet quartzeux
(ou
quartzo-feldspathiques) perpendiculaires, parfois plissotés
ou boudinés. La direction est de N 320 0 avec un pendage varia-
ble NE à SN, subvertical.
2.2 - Etude pétrographique
Au microscope c'est une roche à texture granoblas-
tique, dont la composition minéralogique est la suivante:
Quartz
Séricite
Plagioclase
Chlorite
Amphibole
Carbonate
Epidote
Opaque.
Sphène
(1)
Les géologues ivoiriens ou africains, sont plus ou moins tous
d'accord sur la possible existence d'une phase précoce. Mais les
interprétations quant à son début, sa fin et les plutonites qui
l'accompagnent diffèrent selon les auteurs. TAGINI lui-même
reconnaît du moins pour les granitoïdes, des affleurements très
discrets; ce qui évidemment ne facilite pas leur échantillonnage.

---

-
29 -
Le quartz est représenté par des minéraux xénomorphes
de taille moyenne,
à extinction roulante.
Le plagioclase assez important est représenté par
de l'andésine
; les minéraux sont arrondis ou subautomorphes,
grossièrement maclés albite,
très ou pas altérés.
Cette alté-
ration donne de la séricite, du carbonate et de l'épidote.
L'amphibole est très abondante,
c'est de la hornblen-
de verte très peu altérée,
mais se pseudomorphosant parfois
en épidote et chlorite.
2.3 - Origine et position de l'amphibolite de Kéré
La
répartition de cette amphibolite semble importan-
te car elle a été retrouvée en échantillon volant et en en-
claves dans les granites migmatitiques dans la région de
Séguélon c'est-à-dire au Sud-Est de la région étudiée, alors
que Kéré est situé au Nord-Est.
D'autre part,
elle est nettement plus déformée et
présente un métamorphisme de faciès amphibolite avec la para-
genese hornblende-plagioclase.
Il s'agit donc d'un métamor-
phisme plus profond que celui qui affecte le reste des amphi-
bolites
(début du faciès amphibolite).
D'après cette paragenè-
se,
il s'agit probablement d'une ancienne roche éruptive ba-
sique métamorphisée.
Enfin,
l'intensité des déformations et du métamor-
phisme nous ont amené,
à situer cette roche à
la base de l'é-
burnéen avec les orthogneiss que nous verrons plus loin.
Il
s'agit d'une
roche éruptive basique précoce de l'éburnéen.
3 - Le/.) oJr.thogne..tJ.,J.,
3.1 - Introduction
Ce sont des roches affleurant peu ou très discrète-
ment, et formant rarement des reliefs.
Elles se localisent pré-
férentiellement soit en bordure des sillons birrimiens,
soit
au contact des massifs concordants,
jamais elles n'ont été
rencontrées au contact des granites intrusifs discordants.

---

-
3D
-
Les affleurements sont généralement en dalles, par-
fois en blocs. Ce qui rend leur détection en photographie
aérienne impossible.
Ce sont des roches massives,
à schistosité plutôt
fruste malgré la relative orientation des minéraux sombres.
Cette orientation définit une linéation minérale qui est paral-
lèle à la direction générale éburnéenne.
La part des minéraux blancs dans la composition miné-
ralogique est très importante,
ce qui détermine d'ailleurs leur
teinte claire légèrement bleutée.
Certains affleurements présentent une structure à
tendance oeillée, sans cependant atteindre celle des variables
"Augengneiss"
des auteurs allemands.
La texture est granoblas-
tique avec une tendance grenue prononcée,
elle peut devenir
porphyroblastique.
Les caractères à l'affleurement de ces roches et leur
compos~tion minéralogique présentent une certaine homogénéité
dans l'ensemble.
Dans le détail, on s'aperçoit cependant qu'il
existe une hétérogénéité tant sur la taille des minéraux, de
leur abondance,que sur
la constance de leur présence.
En se basant sur ces différences,
nous distinguerons
trois faciès
:
-
le faciès a biotite et amphibole
-
le faciès a biotite
-
le faciès a tendance leptynique.
Entre les deux premiers faciès tous les intermédiaires
existent et une coupure nette est difficile à établir. Par
ailleurs,
nous n'avons pas remarqué de répartition géographi-
que spécifique à chaque faciès excepté le faciès à tendance
leptynique qui est localisé au contact des granites à tendance
migmatitique,
c'est-à-dire au Nord-Est de la zone étudiée.

---

-
31
-
3.2 - Etude p~trographique
3.2.1 - Gneiss à biotite et amphibole
c'est le faciès le plus représenté dans la région
étudiée. A l'oeil nu il ne présente pas de différence fonda-
mentale avec le faciès à biotite.
La minéralogie comprend
Quartz
Plagioclase
Epidote
Feldspath potassique
Carbonate
Amphibole
Sphène
Biotite
Apatite
Myrmekites
Opaque.
~~_9~~E~~' est formé de plages xénomorphes polycris-
tallines,parfois allongées
(platten quartz),
ou en petites
taches ou encore en facules dans le feldspath.
Il contient
quelquefois des lamelles de biotite.
Il est aussi abondant
sous forme de myrmekite.
~~_E!~9~2~!~§~' est de forme variable (automorphe à
xénormorphe), de taille moyenne ou sous forme de phénoblastes.
Il est maclé albite le plus souvent,mais parfois albite et
carlsbad; surtout lorsqu'il est de très grande taille. Certains
minéraux sont tordus ou cassés. d'autres présentent un léger
zoning. An est de l'ordre de 20 % (oligoclase),
mais compte
tenu du caractère onduleux de l'extinction,
ce chiffre est
simplement une indication. On observe la présence d'antiper-
thites,
surtout dans les échantillons où la cataclase est très
prononcée. Lorsqu'il
(plagio)
se présente sous forme de por-
phyroblaste,
il est poeciloblastique
(épidote, quartz,
biotite,
PK).
Il semble par ailleurs qu 1 il Y ai t des minéraux de très
petite taille non mâclés associés au quartz.

---

-
32 -
~~_f~!9§2§lb_2~!§§§~g~~, est représenté par du mi-
crocline xénomorphe,
à quadrillage microline fruste. Il cor-
rode le plagioclase sur les bords et s'y rencontre aussi en
inclusion.
(Pl nO
).
Il est envahissant. Au contact du pla-
gioclase,
il entraine un développément de myrmékites. Ces
dernières se présentent en griffes ou en gouttelettes.
~§_~~~!~!~, est relativement abondante, se présente
en lames ou lamelles très allongées,
pléochroïque dans les
brun-vert -
jaune-clair. Elle remplace l'amphibole dans laquel-
le elle se retrouve en inclusion tout comme dans
le plagio-
calse. On distingue semble-t-il deux générations
-
une biotite primaire représentée par de grandes
lames,
souvent déformées
;
en forme de S ou présentant un
début de kinkage,
parfois regroupées en amas suivant la schis-
tosité.
-
une biotite secondaire en inclusion dans le plagio-
clase et l'amphibole,
peu ou pas déformée.
~~§~2b~~~!~, est représentée par de la hornblende
verte.
Elle se présente sous forme de minéraux de grande tail-
le,
le plus souvent maclés ou en lattes rectangulaires très
allongées.
Sous l'une ou l'autre forme,
elle est corrodée par
la biotite II,
le quartz,
le feldspath potassique,
l'épidote
et le sphène ; ce qui lui donne un aspect criblé en lumière
polarisée.
Elle est pléochroIgue dans les vert-olive à vert-
clair. Cette hornblende se retromorphose en actinote d'un
pléochroïsme plus faible,
en latte à tendance plus fibreuse.
~~~2i~~!~, est en grains ou en mlneraux plus ou moins
automorphes,
c'est de la pistachite et de la zoïste. Elle se
rencontre associée à la biotite et au sphène, parfois en in-
clusion dans le plagioclase et l'amphibole.
~~_~§~~~~§!~ peut cristalliser en petits minéraux
amiboidaux,
le plus souvent inclus dans le plagioclase
(alté-
ration) .

---

-
33 -
~~_§E~~~~' est très abondant, globuleux ou en sections
bien losangiques.
Il est éparpillé sur la biotite, ou l'am-
phibole dont il est issu de la déstabilisation.
~~§_~E~9~~§~_!~~~~~~~~~_~~_!~~E~~!~~sont associés
à la biotite et l'amphibole.
3.2.1.1 -
Remarque
Dans les échantillons ou la cataclase est plus pro-
noncée,
le quartz est allongé
(platten quartz),
le plagioclase
est souvent kinké avec des mâcles courbes ou brisées dont les
déplacements sont nettement visibles. La microclinisation est
importante,
avec des anti-perthites de remplacement très dé-
veloppées, donnant au plagioclase un aspect tigré ou en damier.
La biotite est souvent en fuseau,
kinkée comme le plagiocalse.
Le pléochroisme perd de son intensité, par suite de la chlo-
ritisation. Elle moule les feldspaths ou le quartz soulignant
la structure oeillée.
3.2.2 - Gneiss à biotite
Ils sont moins développés que le faciès précédent
dont ils diffèrent surtout par l'absence de l'amphibole.
La composition minéralogique est la suivante
Quartz
Muscovite
Plagioclase
Epidote
Feldspath potassique
Monazite
Biotite
Apatite
Chlorite
Hématite
~~_9~~E~~' présente les mêmes caractères que dans
le faciès à biotite et amphibole à savoir plages xénomorphes
polycristallines ou platten quartz avec des bandes de déforma-
tion.
Le quartz réactionnel se rencontre sous forme de taches,
gouttes ou vermicules.

---

-
34 -
~~_E!~gi~~!~~~, se présente en minéraux subautomor-
phes à xénomorphes quelquefois maclés albite, de composition
An 25.
Il développe une frange réactionnelle nette au contact
du feldspath potassique.
Par ailleurs, au contact de ce
même feldspath potassique,
il donne
naissance à des bourgeons
de myrmékite.
Il présente une altération plus intense au
coeur et est corrodé par le FK qulil contient d'ailleurs sous
forme d'anti-perthites.
~~_f~!9~E~!b_E~!~~~~g~~ est du microcline se présen-
tant sous deux aspects
:
a)
sous forme de porphyroblastes, automorphes, poecilo-
blastiques
(plagioclase, quartz-biotite),
perthitiques et
maclés Carlsbad.
Le quadrillage du microcline est flou
; on
observe seulement une sorte de moirage.
Les perthites
(veines)
se développent dans deux directions se coupant à angle aigü.
Elles s'organisent parfois en véritables minéraux d'albite
maclée.
b)
sous forme de minéraux intersticiels qui s'insinuent
entre les autres, qulils corrodent.
Les minéraux de ce type
sont limpides et à quadrillage de microcline net.
Il existe donc deux générations de feldspaths potas-
siques,
la
~re étant représentée par les porphyroblastes, la
2ème par les minéraux envahissants de petite taille et dépour-
vus de toute altération.
La première est antérieure au méta-
morphisme alors que la
2ème est syn-m~tamorphe.
~_~~~!~!~ se présente en deux générations: la pre-
mière qui est certainement antérieure aux phénomènes tectoni-
ques est formée de lamelles plus ou moins chagrinées, chlo-
ritisées avec les clivages remplis dioxydes.
Elle est souvent
en position fissurale,
on rencontre aussi des lamelles obli-
ques sur la schistosité.
Le pléochroïsme est faible brun-vert
à vert-clair.

---

-
35 -
Les minéraux de la
2ème génération diffèrent de ceux
de la
1ère génération par leur fraîcheur,
leur
taille et leur
pléochroïsme.
Ils sont plus abondants.
~_~~ê~~~~~~ est subordonnée et ne se rencontre pas
dans tous les échantillons.
~_~~!~Ei~~ provient de l'altération de la biotite.
Minéraux accessoires.
Parmi les minéraux accessoi-
--------------------
res,
on rencontre l'épidote,
la monazite,
l'apatite et l'hé-
matite.
3.2.3 - Gneiss à tendance leptynique
Ce faciès diffère des deux autres par la
taille
plus petite de ses minéraux
(grains assez fins)
et aussi par
une linéation plus marquée des minéraux sombres
; ce qui con-
fère à la roche un rubanement très fin.
Il a
un débit en pave
ce qui
n'est pas le cas des
2 autres
(débit en bloc).
Il est
parcouru par de nombreux filons de quartz ou de pegmatites.
Au microscope, on observe une roche à
texture grano-
blastique fine avec une minéralogie caractérisée par les mi-
néraux suivants
:
Quartz
calcite
Plagioclase
Apatite
Feldspath potassique
Sphène
Biotite
Epidote
Chlorite
Allanite
Muscovite.
~~_9~~E~~, est plus ou moins engrené, ou légèrement
allongé suivant la
foliation.
L'extinction est toujours ondu-
leuse.
Il apparaît en granulation sur les bords du plagiocalse.

---

-
36
-
~_p~~9i~~!~§~ est subautomorphe, corrodé sur les
bords par le quartz et la biotite.
Il contient en inclusion
du carbonate et de la muscovite.
Certains minéraux présentent
un début de kinkage.
Les minéraux ne sont pas toujours maclés,
lorsqu'ils le sont,
il s'agit de la macle de l'albite.
Les
mesures effectuées, donnent un plagioclase de composition
oligoclase An 25- ID.
~~_f~!~§p~!b_p~!~§§ig~~,
est représenté par un mi-
crocline occupant une position interminérale et ne présentant
aucune altération.
~_~i~!i!~, se présente en lames ou lamelles allon-
gées,
se disposant presque bout à
bout selon la foliation.
Quelques rares cristaux sont chloritisés. En inclusion dans
les minéraux on rencontre de l'allanite et du quartz.
On ren-
contre parfois de petites lamelles de biotite et de muscovite
en association épitaxique.
Des minéraux de forme amiboïdale
ou dendriforme qui semblent antérieurs aux autres se rencon-
trent parfois.
Il doit s'agir de minéraux reliques de la
tex-
ture originelle.
~_~~§~~Yi!~, est en lames ou lamelles, soit allon-
gées,
soit trapues, présentant souvent des excroissances sur
les extrémités.
Elle se rencontre aussi sous forme de séri-
cite dans le plagioclase.
~_~~~~~~~!~L est relativement abondant. Le plus
souvent informe et en inclusion dans le plagioclase.
~~~pi9~~~' est rare, même absente dans certains
échantillons.
Elle se présente en grains associés à la
chlori-
te et au carbonate.
~~_§pb~~~, se présente en minéraux qénéralement
globuleux,
éparpillés ou en amas.

---

-
37 -
~~~e~!i!~_~!_1~~11~~i!~ existent en sections bien
automorphes.
Les opaques sont nombreux.
On se rend compte que sur le plan pétrographique,
ce faciès diffère des deux premiers,
non seulement par
une
structure plus fine,
mais aussi par l'absence de pseudo-yeux
feldspathiques et quartziques.
Par ailleurs contrairement aux deux autres,
il a
une répartition géographique bien localisée.
Ces gneiss ont été cartographiés par Couture qui
leur a
attribué un âge antébirrimien comme à tous les autres
gneiss d'Odienné.
H. Adams lui,pense que ces roches pourraient être
appelées leptynites, ou gneiss à muscovite ou même micaschis-
tes à muscovite.
Leptynites peut-être,
mais non micaschistes, car ni
la texture granoblastique
très fine partiellement engrenée,
ni le pourcentage des minéraux phylliteux,
(faible)
par rap-
port au quartz-feldspath ne plaide en faveur d'une telle
appelation.
Seul le débit en plaquettes est un argument,
mais
qui n'est pas suffisant pour parler de micaschiste.
Pour le
terme de gneiss à muscovite,
nous avons remarqué que la mus-
covite est subordonnée à quelques exceptions près: parler
donc de gneiss à muscovite serait parler des cas particuliers
de ces gneiss plutôt que de l'ensemble.
Enfin nous préférons le terme de gneiss a
tendance
leptynique,
car nous avons estimé que ces roches ne réunis-
saient pas tous les caractères pouvant faire d'elles de vraies
leptynites.
Par exemple la proportion quartz-feldspathique quoi-
que dominante n'atteint pas le rapport des leptynites vraies.

---

-
38
-
3.3 -
position stratigraphique des orthogneiss
L'appartenance des orthogneiss au Libérien ou à
l'Eburnéen reste très discuté.
En se basant sur une certaine
concordance avec les quartzites à magnétite,
Couture
(1956)
avait classé les gneiss
(1)
d'Odienné dans l'antébirrimien.
Tag i ni
(1 980)
(communica ti on ora le) a dopte ce t te hypothèse
sans argument nouveau.
Pour lui les gneiss d'Odienné
"pour-
raient représenter le soubassement du birrimien, plissé avec
le matériel volcano-sédimentaire".
Nos observations aussi bien sur le terrain, qu'au
laboratoire nous ont amené à distinguer des gneiss alumineux
intimement associés aux quartzites à magnétite et des ortho-
gneiss situés en bordure des sillons birrimiens.
Autour de
ces orthogneiss aucun métamorphisme de contact n'a été obser-
vé sur les roches birrimiennes environnantes.
Par contre,
tous les orthogneiss échantillonnés présentent une linéation
minérale qui se confond avec la direction birrimienne.
Par
ailleurs,
ils sont tous affectés d'un métamorphisme retrogra-
de dont la paragenèse de néoformation e s t :
biotite-chlorite-
épidote.
Cette paragenèse correspond de façon générale à celle
rencontrée dans les formations volcaniques et volcano-sédimen-
taires.
Ces observations militent en faveur d'une antériorité
des orthogneiss au plissement et au métamorphisme
(faciès
schiste vert)
qui ont affecté les roches birrimiennes et dont
ils portent les
traces.
Signalons cependant qu'il a été obser-
vé dans une tranchée à Ziemougoula
(Nord-Est de la
zone étu-
diée)
un passage sans transition des orthogneiss au sérici-
toschistes et une discordance entre ces derniers et les quart-
zi tes à magnéti te
(Bagarre
1963).
Enfin l'antériorité des orthogneiss au plissement
et au métamorphisme peut avoir deux significations:
1er cas
:
Ce sont des roches éruptives precoces du
cycle éburnéen qui se sont mises en place avant la phase
majeure de plissement et de métamorphisme.
(1)
Couture ne distingue pas les gneiss alumineux et les orthogneiss.

---

-
39 -
2ème cas
:
Ce sont des roches du cycle libérien qui
ont été reprises dans le cycle éburnéen.
Cette dernière hypothèse était la plus admise à ce
jour. Mais la découverte d'un gneiss alumineux plus intimement
lié aux quartzites à magnétite, et la discordance observée
entre des quartzites à magnétite et des orthogneiss sont en
faveur d'une mise en place précoce dans l'éburnéen: les
orthogneiss sont des roches éruptives précoces du cycle ébur-
néen.
Dans ce cas il faut admettre deux phases métamphiques
dans l'éburnéen
(S.L).
Cela corrobore avec le point de vue
de S.
Lemoine qui distingue un métamorphisme du type amphibo-
lite faciès au cycle Burkinien qui correspond dans l'espace
à la phase précoce de Tagini,
suivi d'un métamorphisme de
faciès schiste vert qui affecte l'éburnéen
(SS).
Ce qui ré-
soud le problème de la différence de métamorphisme longtemps
discuté.
3.4 -
Etude chimique
Pour cette étude,
nous utiliserons les diagrammes Q - A
et Q.
B.
F.
de H de la ROCHE.
3.4.1 - Diaqramme Q
f
(A)
Les points représentatifs des orthogneiss d'Odienné
montrent dans le diagramme Q =
f(A)
un allongement d'un
pôle hypoalumineux vers un pôle quartzo-feldspathique.
D'autre
part, certains échantillons du faciès à amphibole et biotite
montrent un caractère plus
basique
(ils se distribuent aux
environs immédiats de la hornblende).
La
répartition des
points confirme par ailleurs le caractère ignée des roches
transformées.
Enfin, on remarque une certaine faiblesse de
l'alumine non feldspathisable
; ce qui
traduit l'absence ou
les propotions relativement insignifiantes du mica blanc
(minéraux d'altéation).

---

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A : AL· (Na + K + ZCa)
Fig 7
Répartition des orthogneis d'Odienné dans le diagramme Q-A'de H- de la Roche (1971) + faciès à biotite
et amphibole,
0 faciès à biotite,
.faciès leptynique.

---

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K_(Na + Ce) -
-300
- 200
-100
Il
Fig.8
-
Grille de classification des roches
ignées dans
le didgr<Jllllllc QF,IH'
(H
de la ROCHE 1964)
Les paramètres sont calculés êl partir des milliatomes-grùlllmes de ch<Jquc: élémClll.
contenus dans
100 9 de roche ou de minéral.

---

-
42 -
K-(Na + Ca)
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-100
50
+
+
o
+
•
+
o
o
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CD
o
+
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0
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+
+
+
-200
-100
o
50
K-(Na +Ca)
Fig 9:
Réparti tion
des
orthogneiss
d 'odienné
dans
les
diagrammes
QF.
BE
de H de la Roche (1964)
+ faciès a biotite et amphibole. 0 f3Ciès a biotite. "'faciès leptyo1que.

---

-
43 -
3. 4.2 - 0i a~ ramm e Q - F - B
Dans le diagramme QF,
on observe une évolution
silico-potassique peu poussée malgré la grande dispersion des
échantillons dans ce diagramme.
Par ailleurs,
la distribution
des points permet de préciser que le chimisme est de type
granodiorite adamellite.
On observe cependant un léger déca-
lage de l'axe de cette distribution par rapport à l'axe grano-
diorite-adamellite.
Ce décalage est dû à la faiblesse du para-
mètre B et trouve son explication dans la déstabilisation de
la biotite et l'amphibole.
Ces minéraux expulsent leur fer
au cours de leur déstabilisation et entraînent ainsi une
diminution de la charge cafémique.
3.4.3 - Conclusion
L'analyse géochimique des gneiss,
confirme l~ur
caractère ortho dérivé,
et précise leur chimisme qui est du
type granodiorite-aàamellite
tout en mettant en évidence une
évolution silico-potassique peu
poussée.

---

-
44 .:..
4 - Le. J.>c.h..L6ie. amph'<'bo.t<.que. de.!.> mont!.> RonzankoUll.OU
4.1 - Introduction
Ce faciès occupe toute la chaine des monts Konzan-
kourou, située entre les villages de Maféléni, Mahandouni,
Mhegouéré et Sienso à une douzaine de kilomètres au Nord-Ouest
de la ville d'Odienné.
4.2 - Etude pétrographie
C'est une roche de couleur vert-clair, d'aspect
satiné,
avec un débit en plaquettes.
Au microscopes, on observe une texture nématoblas-
tique constituée d'une trame amphibolique formée essentielle-
ment de minéraux acciculaires d'actinote,
de taille variable,
se disposant généralement bout à bout. A ces minéraux s'asso-
cient des lames ou aiguilles de clinochlore et aussi des
reliques d'une ancienne amphibole, presqu'incolore. Elle est
oblique sur la schistosité ce qui montre bien qu'elle lui
est antérieure.
Dans les faciès altérés, on remarque l'envahissement
de la roche par des amas d'oxydes brunâtres.
COUTURE
(1956)
ayant rencontré des débris de cette
roche disseminés dans la zone granitique,
a conclu fort
jus-
tement que ces schistes amphibolitiques étaient plus anciens
que le granite.
Par ailleurs,
se basant sur l'existence dans la
région de Koro-oulé au Nord-Est d'Odienné de débris de schistes
à actinote et clinochlore identique à celui des "monts" Kon-
zankourou et des débris de quartzites à magnétite,
il a émis
l'hypothèse que les schistes amphibolitiques proviendraient
d'un niveau repétés issu d'une roche éruptive.
Nous n'avons pas fait d'observations permettant de
confirmer cette hypothèse. Ce que nous pouvons affirmer, c'est
que la composition minéralogique,
caractérisée essentielle-
ment par de l'amphibole
et du clinochlore et la composition

---

- 45 -
chimique de la roche
(voir
tab
5 analyse p.
490) sont en faveur
d'une origine ultrabasique.
rl s'agirait,
nous pensons, de la
retromorphose dans le faciès schiste vert d'une ultrabasite .
4.3 - Caractérisation chimique
L'analyse chimique de cette roche,
laisse apparaî-
tre outre le taux assez bas de silice,
une teneur très élevée
en MgO
(18,50 %).qui le situe au niveau des kamatites quoi-
qu'aucun caractère pétrographique de cette série n'ait été
observé ni sur le terrain,
ni au microscope. Cette tendance
chimique vers les komatites a été remarquée dans
trois autres
analyses de roches basiques
(Po 359 -
Po 44 -
Po 229) où la
teneur en MgO est respectivement de
16,00,
14,00 et 12,10.
Mais on note un taux trop élevé de CaO aussi bien dans l'am-
phibolite à clinochlore que dans les trois échantillons pré-
cités. Cela entraîne un rapport CaOjA1203 qui avoisine ou dé-
passe 2 alors qu'il est généralement égale à 1 pour les koma-
ti tes selon ROCCr
(1977).
D'autre part,
en reportant ces analyses dans le
diagramme A1 0 -
FeO*jFeO* + MgO, on se rend compte que ces
2 3
échantillons tombent dans l'aire des tholéiites plutôt que des
komatites.
rl s'agit donc,
comme nous l'avons signalé lors
de l'étude pétrographique d'une roche ultrabasique magnésienne
rétromorphosée dans le faciès schiste vert.
AI203
K
/
14
0
++
~
++
Q/"'
10
0
+ + . /
~ ..
Th
6
/
•
2
1
>
0,40
0,60
FeO'
FeO' + MgO
Fig ,10
Diagramme AI203
FeO' / FeO' + MgO (ARNDT et Al 1977)
qui discrimine les laves komatiites (K) et les laves tholeïtes (TH)
Les deux domaines sont sépares par la ligne en tireté
o Komatiites d'Afrique du sud (Ref. VILTON 1969)
+ Komatiites d'l l:3oundiali (Rep. C.I.) Ref. REGNOUlT 1980

---

-
46
-
Eléments
Po490
Po359
Po44
Po229
Si0
38,92
42,47
49,94
50,57
2
A1 0
6,52
5,23
6,08
8,46
2 3
Fe0
10,35
7,40
4,21
9,72
3
FeO
8,44
9,99
7,88
-
MnO
0,25
0,24
0,23
0, 18
MgO
18,52
16,00
14,00
12, 10
CaO
12,63
12, 21
13,78
14, 21
Na 0
0,22
0, 19
0,50
1 , 44
2
K 0
1 , 30
1 , 36
0,26
0,79
2
Ti0
0,57
0,80
0,76
0,58
2
P 0
0,07
0,07
0,28
0, 11
2 5
P.F.
2, 15
4,01
2, 1 1
2,28
Total
99,94
100,07
100,03
100,44
FeO*
0,49
0, 51
0,45
O,4t1
FeO* + MgO
CaO
A1 0
1 ,94
2,33
2,27
1,68
2
1
Tableau
5
Compositions chimiques de quelques roches
basiques très magnésiennes d'Odienné.

---

-
47
-
5 - Complexe volcanique et volcano-~éd~enta~e ICVS)
Lu o01tmaÜOM b-i.Juc.~-i.ennu
5.1 - Généralités
Les formations volcano-sédimentaires birrimiennes
d'Odienné sont représentées par des roches vertes et des roches
acides, des pyroclastites tufs, des quartzites et des schistes. Elles for-
ment des sillons orientés généralement Nord-Sud ou NNO-SSE
alors que dans l'ensemble de la Côte dlIvoire,
les sillons
sont N-S ou NNE-SSO. Cette sorte de virgation contraire à
llorientation générale peut être attribuée à la dislocation
provoquée par la faille du Sassandra qui semble, d'après nos
observations sur le terrain,
se diviser en deux branches pres
d'Odienné
(voir carte fig.6).
-
une 1ère branche passant par GBAHALAN et se pro-
longeant en Guinée,et dont llexistence est confirmée par les
blastomyloni tes de ' Gbahalan
-
llautre branche quant à elle reste Nord-Sud,
et
rejoint peut-être llaccident du Baninfing au Mali. On appré-
hende cette 2ème branche sur les images LANDSAT et la carte
aéromagnétique. Malheureusement,
les rivières qui llemprun-
tent sont à flats
et il est impossible de trouver des affleu-
rements pouvant confirmer ou infirmer cette extension. Le pen-
dage rarement mesurable de ces formations est vertical ou
subvertical.
Les principaux affleurements ont été rencontrés
dans le Bagadian et le Sien
(voir carte page 14 bis).
Ils sont
constitués de bancs de petite taille ou des blocs disséminés
parfois chaotiques. Seules les amphibolites forment des affleu-
rements très importants,
couvrant parfois plusieurs petites
collines.
Les relations entre la schistosité et la stratica-
tion semble concordantes,
mais cette observation est .'3 prendre
avec précaution,
car sur le terrain i l est quelquefois assez
difficile de distinguer stratification et schistosité du fait
du pendage vertical des couches et aussi de la presqu1inexis-
tence de coupe.

---

-
48
-
5.2 - Les roches vertes
5.2.1 - Définition
Ce terme désigne un ensemble de roches magmatiques
basiques métamorphisées
(cf.
terminologie page
).
Au cours de notre étude,
nous avons fait deux grou-
pes
-
Les roches vertes à texture primaire,constituées
de métagabbros,
m~tadolérites, métaandésites et métabasaltes.
-
Les roches vertes sans texture primaire observa-
ble
constituées essentiellement d'amphibolites et exception-
nellement d'épidotites.
5.2.2 - Roches vertes sans texture primaire
5.2.2.1 - Les Amphibolites
Nous regroupons sous ce terme,
toutes les roches
vertes dont la texture originelle a
été complètement oblitérée
et dont la minéralogie est caractérisée par l'importance de
l'amphibole. Ce sont les roches les plus répandues dans la
série birrimienne d'üdienné comme nous l'avons signalé plus
haut.
Leur couleur varie du vert clair au vert sombre selon
l'importance de l'amphibole et de l'épidote.
Elles sont d'un
aspect soit massif,
soit schisteux,
soit rubané à grain fin ou
a gros grain.
En nous basant sur ces caractères nous avons dis-
tingué quatre faciès:
Amphibolites massives a grain fin
Amphibolites massives a gros grain
-
Amphibolites schisteuses
-
Amphibolites quartziques.

---

-
49 -
5.2.2.1.1 - Amphibolites massives à grain fin
Ce sont des roches massives a grain fin,
de couleur
plutôt vert sombre avec des variantes plus vert clair lorsque
l'éoidote
est importante. Elles affleurent en bancs très peu
étendus ou le plus souvent en blocs de taille variable dispersés.
Au microscope, on observe une texture granoblasti-
que ou nématoblastique. La schistosité,
lorsqu'elle apparaît
est fruste. La composition minéralogique est caractérisée par
l'association suivante:
Plagioclase
Epidote
(Hornblende)
(Quartz)
Actinote
(Carbonate) .
~~_E!~9!2~!~ê~' est de petite taille, rarement maclé
avec une extinction onduleuse, ce qui rend la détermination
plutôt aléatoire~
~~~~Eb!~2!~, est représentée en grande partie par
de l'actinote sous forme aciculaire, on rencontre cependant
des minéraux reliques de hornblende qui sont parfois décolorés
(en nids) .
~~~e!~2!~' est représentée par la pistachite et la
zoïsite. A cet ensemble s'associé parfois le carbonate qui
provient soit de la déstabilisation du plagioclase, soit sur-
tout de la circulation des fluides.
~~_9~~E!~ est en faible quantité d'une façon générale,
mais il convient de signaler que cette quantité varie d'un
échantillon à un autre.
Il existe tous les intermédiaires entre le faciès
massif franc à grain fin et le faciès schisteux.

---

-
50 -
5.2.2.1.2 - Amphibolites massives a gros grain
Ce faciès souvent appelé faciès gabbroïque par les
auteurs, se rattache au métagabbro par ses caractères micros-
copiques. En effet,
au centre des amphiboles qui constituent
la phase minérale la plus importante, on rencontre des reli-
ques de pyroxène. Le plagioclase quoique complètement altéré
nous semble assez basique compte tenu des produits d'altéra-
tion
(calci te,
épidote . . . ).
5.2.2.1.3 - Amphibolites schisteuses
Sur le terrain,
elles présentent un débit facile en
plaquettes. Les types d'affleurement sont les mêmes que pour
les amphibolites massives.
Au microscope on observe une texture nématoblastique
avec une linéation très marquée et soulignée le plus souvent
par des granules d'oxydes.
On remarque dans certaines lames de la hornblende
verte effilochée sur les bords, obliques ou perpendiculaires
par rapport à la schistosité, moulés par des minéraux acicu-
laires d'actinote et présentant des zones d'ombres occupées
par une granulation quartzo-feldspathique. Ces hornblendes
sont des reliques de l'ancienne structure disparue. D'une
manière générale,
la composition minéralogique est la même que
dans
les faciès massifs, mais l'intensité de la cataclase sur
les minéraux semble plus forte.
Le cas extrême des amphibolites
schisteuses est le schiste amphibolique. Le passage progressif
du faciès massif au faciès schisteux,
et l'analogie de la
composition minéralogique permettent de conclure semble-t-il
que les amphibolites schisteuses ne sont que des faciès cata-
clasés ou plus déformés des amphibolites massives.
5.2.2.1.4 - AmphiboJites quartziques
Ce sont des roches massives a grain plus fin que les
amphibolites massives,
dont elle ne diffèrent minéralogique-
ment que par l'importance du quartz.

---

-
51
-
On remarque au microscope,
une linéation minérale
souvent nette,
suivant laquelle se dispose le quartz
i
celui-
ci est seul ou associé au plagioclase.
L'origine de ces amphibolites semble liée a des
éléments tufacés.
5.2.2.1.5 - Arnphibolites rubanés
Nous avons rencontré au Nord-Ouest du Gbahalan,
à
environ 6 kilomètres du village un affleurement d'amphibolite
présentant une alternance de lits sombres et de lits clairs.
Le contact entre les lits est net et rectiligne
(Planche VII).
la roche présente un débit plus ou moins grossier.
Le litage de la roche est dû à une variation bruta-
le des proportions relatives de
l'amphibole
et de l'épidote
les lits clairs sont surtout épidotiques. La texture de la
roche est ordinaire
i
granonématoblastique comme la plupart
des amphibolites non rubanées.
Au microscope,
la composition minéralogique s'éta-
bit comme s u i t :
Amphibole
Epidote
Plagioclase
Quartz
Feldspath potassique
Sphène.
L'amphibole est représentée par une hornblende ver-
te et de l'actinote,
la hornblende étant plus importante. Les
minéraux sont de taille moyenne,
et allongés suivant la schis-
tosité qu'ils soulignent.
Le plagioclase est très abondant,
automorphe à sub-
automorphe.
Il a subi une altération non uniforme. Certains
minéraux ont subi une déformation des macles et acquis une
extinction roulante assez nette.

---

-
52 -
~~~E!9~!~ est envahissante, et constitue la grande
partie des minéraux des lits clairs. Elle se rencontre aussi
dans les zones sombres mais en quantité moindre,
se substi-
tuant le plus souvent à l'amphibole déstabilisée.
~~_g~~E!~
est relativement important,
il est le
plus souvent en plaquettes mais peut être en amas
i
il présen-
te toujours une extinction roulante.
~~_~!~E~~!!~~ est interminéral et le 22Q~Q~ abondant
surtout dans les zones claires. Cè
dernier se rencontre surtout
aux voisinages des amphiboles déstabilisées.
9E.!9.!~~_9~_!~!?.§!1~.!!1~!1.! "
On peut évoquer plusieurs causes pour expliquer
le rubannement
:
-
Relique de la stratificationice qui suppose une
origine sédimentaire o~ volcano-sédimentaire ou pyro-clastique
-
Relique d'un écoulement magmatique suivi d'une
différenciation et d'une ségrégation
i
-
Différenciation due à un métamorphisme retrograde
lié au cisaillement et à la circulation de fluides.
L'étude pétrographique a montré que le rubanement est
dû à une variation brusque des proportions relatives de l'am-
phibole et de l'épidote. Par ailleurs il a été constaté que
l'épidote provenait de la pseudomorphose de l'amphibole. Au
départ on avait donc,
selon toute vraisemblance une amphiboli-
te homogène sans rubanement.
Ces remarques excluent toute considération
quant
a une origine sédimentaire ou un écoulement magmatique.
Il reste une seule explication possible
: la diffé-
renciation due à un métamorphisme rétrograde lié
au cisail-
lement . . .

---

-
53 -
.Ce phénomène de redistribution ou mieux de reéquilibra-
ge synmétamorphe a été étudié par plusieurs auteurs qui ad-
mettent généralement que le déplacement se fait sur des dis-
tances de quelques millimètres.
Dans le cas qui nous intéresse il ne s'agit certaine-
ment pas de reéquilibrage mais d'un métamorphisme retrograde
ayant affecté sélectivement les zones d'une amphibolite sous
l'effet d'un cisaillement.
Plusieurs observations suggèrent cette hypothèse
-
La composition minéralogique initiale est celle
d'une amphibolite plagioclasique normale où le plagioclase et
l'amphibole
(hornblende)
sont les minéraux principaux.
-
La proportion de plagioclase dans les zones clai-
res et sombres est la même à la seule différence qu'il est
plus saussuritisé dans les zones claires.
-
Le sphène est plus abondant dans les zones claires
-
Et enfin l'épidote provient le plus souvent de la
pseudomorphose de la hornblende.
Par ailleurs l'affleurement se situe dans la
zone
d'une branche de la faille du Sassandra et non loin de là,
affleure un
granite syntectonique présentant des quartz en
bandes et même de sortes de couloir d'écrasement alternés avec
des zones moins écrasées.
La combinaison de ce phénomène tectonique et du mé-
tamorphisme retrograde rend mieux compte du rubanement.
En résumé,
il s'agit certainement d'une roche érup-
tive qui a été métamorphisée une première fois dans le faciès
amphibolite, qui a subi les efforts de la faille du Sassandra
créant des couloirs d'écrasement où il y aurait eu perturbation
de fluide et métasomatose.

---

-
54 -
5.2.2.1.6 - Les Epidotites
Il arrive parfois que l'épidote qui jusque-là appa-
raissait en quantité relativement petite par rapport à l'am-
phibole,
envahisse la roche seule ou en association avec la
zoïsite.
La roche acquiert alors une couleur vert-clair due
a l'épidote.
Au microscope on observe une trame épidotique dans
laquelle baignent quelquefois des aiguilles d'ouralite,actinote,
des feldspaths,
sans doute du plagioclase, quelques minéraux
secondaires de quartz et des aiguilles ou lamelles de chlorite.
La roche initiale est vraisemblablement la même que
celle des autres amphibolites qui l'environnent. Les causes
de cette transformation locale semblent trouver leur explica-
tion dans une altération hydrothermale localement développée
par rapport à l'ensemble et cela à cause d'une fracturation
intense.
5.2.2.1.7 - Origine des roches vertes sans
texture primaire.
Il a été observé sur le terrain des passages fré-
quents des roches vertes sans texture primaire aux roches vertes
avec texture primaire
(métavolcanites). Ces observations sont
des arguments en faveur de leur origine ortho-dérivée.
Cette interprétation est d'autre part confortée par
la richesse relative de ces roches en titane.
5.2.3 - Les roches vertes à texture primaire
Ce sont des métaandésites,
des métabasaltes, des
métagabbros et des métadolérites. Nous en ferons deux groupes
les métaandésites et métabasaltes d'une part et d'autre part
les métagabbros et métadolérites. Car si l'on peut faire la
différence entre une métaandésite
ou un métabasalte et un méta-
gabbro ou une métadolérite sur le terrain et au microscope,
il s'avère plutôt difficile,
voire aléatoire de distinguer par-
fois une métaandésite d'un métabasalte ou un métagabbro d'une
métadolérite,
au microscope,
à moins de faire appel à l'analyse
chimique.

---

-
55 -
5.2.3.1 - Métaandésites - Métabasaltes
Ce sont des roches massives ou schistosées,
associées
intimement aux amphibolites dont elle ne se distinguent que
par leur lithologie ou par les paysages qu'elles forment.
Au microscope nous avons établi deux faciès en fonc-
tion de la texture; microgrenue. Tous les intermédiaires exis-
tent entre ces deux
faciès.
5.2.3.1.1 - Métaandésites-Métabasaltes
à texture microlitique
Ce sont des roches à cassure plus ou moins lisse,
à texture microlitique généralement aphanitique, mais présentant
parfois une linéation.
La
minéralogie est caractérisée par
de la hornblende,
de l'actinote, du plagioclase
(andésine An
45),
qui
forment l'ossature et auxquels sont associés de l'épi-
dote,
de la zoisite,
du carbonate et du quartz
; ces deux
derniers ne se recontrent pas dans
toutes les lames. Ce faciès
est plutôt rare par rapport au faciès porphyrique.
5.2.3.1.2 - Métaandésite-Métabasaltes à
texture porphyrique
A l'affleurement ces roches se distinguent du faciès
précédent par la présence de phénocristaux d'amphibole bien vi-
sibles à l'oeil nu.
Ce faciès porphyrique semble se localiser dans la
partie centrale des affleurements,
mais cela ne peut
être
considéré comme une règle générale car les affleurements sont
ponctuels avec un pendage subvertical
et i l est très risqué
d'en situer le mur ou le toit.
Au microscope,
elle se caractérise par deux éléments:
-
une trame amphibolique et quartzofeldspathique;
-
des phénocristaux d'amphibole et de plagioclase
pouvant dépasser
5mm,
auxquels sont associés parfois
des ilots de quartz
(amygdales
?).

---

-
56
-
a)
La trame:
est constituée de minéraux aciculaires
d'actinote, de lattes de plagioclases, de grains d'épidote,
de quartz, de sphène, de calcite et d'une biotite brune à brun
vert. Cette biotite se recontre aussi
sur les phénocristaux
d'amphibole dont elle est issue semble-t-il par pseudomorphose.
b)
Phénocristaux
~~eb!~~!~ : représentée par une hornblende verte,
elle-même dérivant de la pseudomorphose d'un pyroxène dont les
reliques sont encore visibles sur certains échantillons, mais
dont la détermination est quasi impossible. Les minéraux sont
soit automorphes
(parfaitement rectangulaires)
soit arrondis,
soit effilochés aux extrémités. Elle est souvent envahie par
de grains d'épidote,
de quartz,
et de lamelles de biotite. Par
ailleurs une excroissance avec associations simplectiques de
quartz et actinote sur les extrémités.
~!§9!~~!§~~ : Il est constitué de lattes automorphes
d'andésine An 35. Elles sont brisées ou tordues,
altérées com-
plètement, ou parfois au centre seulement, présentant souvent
une mince auréole albitique légèrement zonée dans certains cas.
Ces phénocristaux,
aussi bien l'amphibole que le
plagioclase, présentent une extinction roulante
i
et des om-
bres de pression
("Pressure shadows") occupées par du quartz
néoformé.
~Y99§!~~ (?)
: on rencontre dans certains échantil-
lons, des nids de quartz en mosaïque. Ces nids pourraient être
des amygdales occupées secondairement par le quartz.
Ce faciès porphyrique est plus proche du pôle andé-
site que du pôle basalte.
5.2.3.2 - M~tagabbros-M~tadol~rites
Dans le groupe des roches basiques, ce sont les moins
transformées. Elles se présentent à "l'affleurement" en gros

---

-
57
-
blocs disseminés. Nous avons rencontré un seul affleurement
qui se présente sous la forme d'une grosse intrusion dans une
zone granodioritique. Mais aucun contact avec la granodiorite
n'a été observé.
Macroscopiquement, ce sont des roches massives,
d'un
vert souvent plus foncé que les métaandésites -
métabasaltes.
Au microscope la texture varie du microgrenu inter-
sertal au grenu porphyroïde en passant par la texture doléri-
tique.
La composition minéralogique est assez constante,
les
variations se trouvant plutôt au niveau de la taille des miné-
raux que de leur nature.
D'une façon générale on rencontre:
-
Plagioclase
-
Chlor i te
-
Amphibole -
Pyroxène
Sér ici te
-
Epidote -
Zoisite
-
Apati te
- Microcline
~~_E!~9i~~!~~~ est très altéré (saussuritisation),
parfois difficile à déterminer. Les minéraux sur lesquels les
mesures ont pu être faites donnent du Labrador ou de l'Andési-
ne -
Labrador (An 40 -
An 60) .
~~_EY~~~~~~ se présente en grands cristaux blanchis
(incolores),
remplacés partiellement par la hornblende -
acti-
note.
Il s'agit d'augite.
tes.
~~_~~!~~i!~_~!_!~_~~~i~~!~sont issues respective-
ment de l'altération du pyroxène et du plagioclase.
Une microclinisation s'observe dans certaines lames.
Ce microcline bien quadrillé occupe les espaces entre les
autres minéraux et non en position de remplacement sur le
plagioclase.
Il s'agit là d'un phénomène très tardif dont l'o-
rigine semble métasomatique.

---

-
58 -
5.2.3.3. - Associations minérales
Le tableau ci-dessous donne l'inventaire des asso-
ciations minérales des métabasites étudiées.
Ce tableau montre une certaine homogénéité minéra-
logique au niveau des quatre premiers faciès.
Les épidotites se différencient de ces faciès par
l'absence du plagioclase ce qui est logique car ce plagiocla-
se a été transformé en épidote.
La remarque la plus importante est l'absence d'acti-
note dans l'amphibolite de Kéré. Cette absence de l'actinote
et la présence de la hornblende montre qu'il s'agit d'une
amphibolite dont le métamorphisme est plus élevé que le méta-
morphisme général observé dans l'ensemble des formations
birri-
miennes. Cette différence de métamorphisme place cette roche,
soit dans les formations libériennes,
soit dans les formations
précoces de l'éburnéen.
Il faut aussi signaler que la microclinisation af-
fecte même les formations gabbroïques.
5.2.3.4 - Compositions chimiques moyennes
Le tableau ci-dessous présente les compositions
chimiques moyennes des différentes roches vertes et amphibo-
lites étudiées. On note une certaine similitude entre la
composition chimique moyenne des amphibolites et celles des
métaandésites. Métabasaltes d'une part et d'autre part entre
la composition chimique moyenne des métagabbros-métadolérites
et celle des amphibolites à gros grain. Ce qui confirme la
parenté observée à l'étude pétrographique de ces différents
faciès.
Dans le détail, on remarque un hiatus entre les teneurs
en calcium des amphibolites à texture microlitique
; métaan-
désites-métabasaltes dont le taux moyen est de l'ordre de
8,50 % et les amphibolites à gros grain,
les métagabbros et
méta-dolérites dont la teneur moyenne est de
13,40 % -
13,50 %.

---

'"
LI"'I
Plagio
FK
Actinote
Hornblende
Biotite
Muscovite
Epidote
ClinochlorE Chlorite
Pyroxène
Amphibolites
+
+
+
+
+
-
Métaandésites
+
+
+
+
+
+
+
+
Métabasaltes
-
-
-
Métagabbros
+
+
+
+
+
+
+
+
Métadolérites
Amphiboli tes
+
+
+
+
+
à gros grains
Amphiboli te
+
+
1
de Konzankourou
Amphiboli te
+
+
+
+
+
+
de Kéré
Epidotite
+
+
+
+
+
-
-
Tableau
6
Associations minérales des métabasites de la région d'Odienné

---

o
'-D
1
2
3
4
m
Mx
n =
m
Mx
n =
m
Mx
n =
n = 4
5i0
48,39
(48,10 - 49,94)
49,64
(49,14 - 50,57)
53,25
(47,38 - 60,66)
2
54,13
Al 0
10,92
( 5,49 - 16,31)
11,93
( 8,46 - 15,87)
13,07
2 3
( 3,95 - 16,35)
13,73
Fe 0
5,68
( 4,21 -
7,45)
10,97
( 9, 72 - 12, 50)
2
5,49
( 2,45 -
9,96)
3
5,36
FeO
8,70
( 4,98 - 10,2ô)
nd
nd
5,78
( 2,82 - 10,49)
5,41
MnO
0,22
( 0,15 -
0,26)
0,19
( 0,18 -
0,20)
0,19
(0,13-
0,29)
0,15
1
MgO
8,32
( 3,76 - 14,00)
9,46
( 7,16 - 12,10)
5,22
( 1, 36 - 13, 36 )
3,80
CaO
13,42
(12,00 - 16,57)
12,46
( 1°,48 - 14, 21)
8,52
( 3,69 - 12,66)
8,34
Na 0
0,99
( 0,30 -
1,70)
1, 71
2
( 1,44 -
2,05)
2,42
( 0,38 -
4,67)
2,12
K 0
0,22
( 0,17 -
0,30)
0,72
( 0,23 -
1,15) .
2
2,27
( 0,27 -
9,05)
2,43
Ti0
1,01
( 0,72 -
1,20)
0,81
2
( 0,58 -
1,07)
1,36
( 0,68 -
2,88)
1, '15
P205
0,31
( 0,22 -
0,40)
0,17
( 0,11 -
0,24)
0,60
( 0,18 -
1, 78)
0,68
P.F.
1,64
( 1,21 -
2,42)
1,47
( 1,03 -
2,28)
1,83
( 0,80 -
4,58)
3,21
Total
99,86
(99,63 -100,03)
99,53
(98,59 -100,44)
99,54
Tableau
7
Compositions chimiques moyennes des Roches vertes
1 -
Amphibolites à gros grain -
2 -
Métagabbros -
Métadolérites
3 -
Amphibolites à grain fin - '
4 -
Métaandésites -
Métabasates
n = nombre d'échantillons - m = valeur minimale
Mx = valeur maximale.

---

-
61
-
Quant au potassium et au sodium,
on observe des varia-
tions irrégulières
cependant malgré ces variations on remarque
un certain équilibre entre ces deux éléments.
5.2.3.5 - Etude géochmique
Cette étude sera
faite à partir des diagrammes géochi-
miques Na 0 + K 0 = Sio
et AFM.
2
2
2
Dans ce diagramme,
les métabasites d'Ddienné se distri-
buent depuis la zone des basaltes jusqu'à la zone des andésites
en passant par les basaltes andésitiques
(cf nomenclature en
encart).
Par ailleurs tous les échantillons à l'exception de deux se situent
dans
le domaine des séries subalcalines.
Diagramme AFM
Dans le diagramme triangulaire AFM,
seules les amphibo-
lites à gros grains et à un degré moindre les métabasaltes à grains
fins,
présentent un comportement différentiel par rapport à l'en-
semble des métabasites.
Ainsi les points représentatifs des amphibolites à gros
grains se situent au-dessus de la zone des tholéïtes.
Ce comportement traduit une certaine richesse en
f e r ;
ce qui est conforme au caractère gabbroïque mis en
évidence lors
de l'étude pétrographique.
Quant aux amphibolites microlitiques,
elles se situent
à
la
limite des domaines tholéïtique et calco-alcalin. Mais cette
position n'est pas propre aux seules amphibolites à grains
fjns.
Enfin,
la majorité des points représentatifs se situent
dans le domaine des séries calco-alcalines.
Nous reviendrons sur cette étude dans le chapitre rela-
tif 0 la caractérisation du volcanisme.

---

- 62 -
",.
• Amphibolites à gros grains
"
.4. Amphibolites à gr;ains fins
<?o1O
..
.. Les autres faciès.
<?O'
i
..
..
10
SiO,
...
...
/
/
...... ...
/.
......
...
....
't>I'-
... ...
(0
/
... .,.i............... ...
1 Champ. de . . .rie. alcaline.
1~.........
...
Il
Champ. de ••érie ••ubalcaline.
/.
...
...
...
...
......
/
®
...
...
\\ ......
••
. ...•
35
ss
65
15
85
95
Fig lla - Métabasites du CVS dans le diagramme Na2Ü + K2Ü = Si02.
(on remarque la pauvrété en alcalins des amphibolites à gros grains.>
F
1
Domaine Tholéltique
-
II Domaine calco-alcalin
.......
. /
......
,/
CD
"
•
... ,/
""-
/ /. . .
4...
"'" .....
/
...
...--_
.4
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/
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...:......
'\\......"
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...
...
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...
/
/
/
/
/
/
/
A ./----~9;;-O-......,...-""'-----~10;;---.....lf.---~sO':------"'----~3'--O----'L-----"10---~ M
Fig llb - Métabasites du CVS dans le diagramme AFM - on remarque la discrimination
des amphibolites à gros grains.

---

-
63 -
5.3 - Les métavolcanites acides ou métaacidites
5.3.1 - Introduction
Nous avons réuni dans ce groupe, les métavolcanites
acides et intermédiaires
(métarhyolites, métadacites et méta-
rhyodacites), car s ' i l est aisé de distinguer une métadacite
d'une métarhyolite au microscope en se basant sur la présence
et l'importance du feldspath potassique,
il est pratiquement
impossible de distinguer ces deux types de roches sur le terrain.
A l'affleurement, elles se présentent soit en petits
bancs de quelques mètres intercalés dans les roches vertes et
les métasédimentsJsoit en blocs disséminés.
Le contact, lorsqu'il s'observe, est assez net avec
les formations basiques. La cassure est conchoïdale ou esquil-
leuse avec un aspect plus ou moins vitreux. Ce sont des roches
massives ou parfois plus ou moins schistosées. Des tufs, ciné-
rites et conglomérats sur lesquels nous reviendrons plus loin,
leur sont associés.
5.3.2 - Pétrographie
Ce sont des roches massives,
rarement schistosées
dont les variations observées, portent essentiellement sur la
couleur et la texture. La couleur varie du gris rose au gris
sombre ou parfois bleuté. La texture est microlitique, micro-
litique subporphyrique, ou porphyrique à l'observation micros-
copique. Ces variations se font d'une manière très progressive
sur l'affleurement.

---

- 64 -
Au microscope on s'aperçoit que les échantillons
considérés comme étant microlitique aphanitiques à l'obser-
vation macroscopique présentent plutôt une texture qu'on pour-
rait qualifier de grenue ou granulaire avec une tendance mi-
crolitique représentée par des microlites peu abondants.
Dans cet eDsemblp a~paraissent des. restes d'anciens
feldspaths 9u quartz_qui sont altérés ou recristallisés
la biotite est en très pètites lamelles mais abondante asso-
ciée parfois à la séricite. Ces minéraux philliteux soulignent
une schistosité fruste, qui donnent quelquefois un aspect flui-
dal à la roche. Les faciès porphyriques et subporphyriques ne
peuvent se dissocier aisément
; i l Y a variation continue
entre les deux types. Nous n'en faisons donc qu'un faciès car
il serait arbitraire de fixer une limite.
5.3.2.1 - Faciès grenu ou microgrenu à
tendance microlitique.
Ce faciès est relativement peu important si on con-
sidère l'ensemble des métavolcanites acides. Il se situe le
plus souvent au contact des tufs acides ou des quartzites avec
lesquels il se confond
souvent sur le terrain. Ainsi des
échantillons considérés comme quartzites sur le terrain s'a-
vèrent être des métavolcanites acides à texture grenue à ten-
dance microlitique après examen microscopique.
La roche est caractérisée par une granulation quart-
zo-feldspathique, dans laquelle baignent des microlites de
plagioclase (rare),
des lamelles ou aiguilles de biotites, de
la séricite, de la muscovite,
des anciens minéraux de quartz
brisés,des restes de plagioclases brisés ou altérés, de la
biotite très altérée,
de l'oxyde
(magnétite ?),
avec comme
minéraux accessoires l'apatite et le sphène.
Dans certains échantillons les microlites n'existent
pas. On a simplement une granulation quartzo-feldspathique avec
des aiguilles de biotite, de séricite et des restes d'anciens
minéraux.

---

- 65 -
5.3.2.2 - Le faciès microlitique porphyrique
c'est de loin le faciès le plus abondant des méta-
volcanites acides d'Odienné.
Au microscope on observe une texture microgrenue
porphyrique avec une tendance microlitique matérialisée par
la présence de quelques rares microlites. Nous gardons cepen-
dant la désignation microlitique porphyrique, pour cadrer avec
le terrain,
de même que pour rappeler l'origine de la roche.
L'aspect minéralogique est caractérisé par trois
parties bien distinctes :
Une mésostase à grain fin
-
Des
phénocristaux
-
Et des amygdales
(7)
~§_E~!~ : elle est constituée de minéraux de quartz
et de plagioclase de très petite taille,
-
ce qui rend parfois
leur détermination très difficile voire incertaine
; de nom-
breuses aiguilles de biotite et séricite leur sont associées
dans certaines lames, avec des microlites de plagioclase
(albite 7~
et de l'oxyde.
Comme minéraux accessoires on observé de l'épi-
dote,
de la-calcite et de l'apatite 7
~~~~~~~~~~~~~ : tous les phénocristaux portent la
marque de la cataclase
; minéraux tordus,
brisés, à macles
déformées. Par ailleurs leur taille dépasse souvent le demi-
centimètre. Ils sont généralement formés:
-
de mlneraux automorphes d'albite qui a subi par-
fois un début de remplacement par du feldspath potassique
(microcline)
d'un plagioclase à bords plus ou moins arrondis,
séricitisé, ou totalement remplacé par du mica blanc et du
carbonate -, ce qui suppose un caractère calcique
;

---

-
66 -
-
de feldspath potassique,
le plus souvent alt~r~ et
pr~sentant un moirage plus ou moins net
- de quartz en moindre quantit~ par rapport aux
feldspa th s .
Enfin il arrive de rencontrer dans certains ~chantil­
Ions des ph~nocristaux d'amphiboles ou de grandes lames de
biotite en voie de chloritisation.
~~~_§~Y9~§1~~ (?): dans la majorit~ des lames ~tu­
di~es, on observe des vacuoles remplies de quartz en mosaïque,
seul ou associ~ à du carbonate
(calcite) ou à de la s~ricite.
5.3.2.3 - Remarque
De l'~tude p~trographique,
on constate dans l'ensem-
ble,
une silicification et une microclinisation tardive. Par ail-
leurs quelles que soi en t la texture,
la couleur et la structure,
on s'aperçoit que la composition min~ralogique reste constan-
te si l'on ne considère que les min~raux essentiels.
Enfin,
les roches du faciès porphyrique,
s'apparentent
aux roches pal~ovolcaniques d~sign~es "porphyroïdes" par ROQUES
et JUNG (1959)
dans d'autres r~gions de Côte d'Ivoire.
D'après ces auteurs,
les porphyroïdes sont d'anciens
porphyres à quartz bipyramid~s et ph~nocristaux de feldspaths
r~siduels conserv~s au sein d'une m~sostase s~riciteuse for-
tement lamin~e.
Il s'agit d'après cette d~finition de magmatites
acides,microgranites et volcanites acides,
à faciès pal~ovol­
canique. Rappelons que les roches que nous venons de d~crire
et qui semblent s'apparenter aux porphyroïdes sont d'anciennes
volcanites acides
(voir les limites du terme acide en intro-
duction)
les reliques de la texture microlitique porphyrique
l'attestent sans ambiguit~.

---

-
67 -
5.3.3 - Convergences et différences entre métavol-
canites acides et kératophyres.
5.3.3.1 - Etudes antérieures
Dans des études antérieures,des auteurs ont essayé
d'assimiler soit une partie des métavolcanites acides porphy-
riques à des kératophyres,
soit la
totalité du volcanisme
birrimien à un ensemble volcanique de type spilites-kératophyres.
Ainsi,
TAGINI
(1971)
s'appuyant sur les analyses
alors disponibles,
propose l'intégration pure et simple du
volcanisme birrimien à un ensemble de type spilites kératophy-
res. A cet effet il é c r i t : .. "L'association spilites kérato-
phyres domine largement."
"En effet,
les ultrabasites sont exceptionnelles
(Kami, Marabadiassa),
les gabbros rares; par contre,
les
diabases,
parfois en pillow-lavas et les kératophyres de com-
position rhyolitique et dacitique sont bien représentées. On
peut en conclure que l'association est hercynotype
(ROCCI et
JUTEAU,
1968)
et que les ophiolites proprement dites
(ultra-
basites et gabbros)
sont très mal représentées,
sinon inexis-
tantes . . . "
Trois ans plus tard,
HOTTIN et LIZIER (1974), dans
une synthèse sur le birrimien de Haute-volta et de Côte
d'Ivoire,
s'alignent sur l'idée de TAGINI tout en soulignant
les imprécisions et doutes qui
subsistent.
Ils écrivent à ce
propos
:
"En se fondant,
sur ces imprécisions et sur l'absen-
ce quasi certaine des termes spilitiques vrais, dans la série
basique, on serait tenté de mettre en doute,
sinon exclure,
le rattachement du volcanisme birrimien à un ensemble de type
spilite kératophyre. Cependant,
la prédominance des laves so-
diques dans les formations dacitiques à rhyolitiques et la
fréquence d'albite primaire dans les faciès à structure con-

---

- 68 -
servée, militent en faveur du rattachement de ces faciès a
un ensemble kératophyrique".
LAMOUCHE G.
(1977,
rapport n0312 de la SODEMI),
admet que les roches volcaniques du Bagadian ne répondent pas
aux définitions précises de "Spilites" et de "Kératophyres"
suivant les conceptions de Th. JUTEAU et ROCCI,
G.,
E. SOLER,
L.J.G. SCHERMERHORN,
A.A.
TSUETKOV.
Il attribue cependant
l'appelation
kératophyre à un certain nombre de roches étu-
diées en se basant en particulier sur la présence de l'albite
et les textures:
il souligne l'absence de la chlorite "pri-
maire" caractéristique
des kératophyres et l'abondance de la
biotite, non citée comme minéral secondaire dans la littéra-
ture.
Par ailleurs il relève l'excédent de K 0 par rapport
2
à Na 0 alors que c'est le contraire qui a été remarqué dans
2
la majorité des analyses chimiques de kératophyres.
Signalons que LAMOUCHE
(1977)
admet comme YACE (1976)
que le volcanisme d'une façon générale est calco-alcalin avec
une tendance intermédiaire marquée.
Ces différentes prises de positions soulignent la
complexité du problème posé par les métavolcanites acides
de Côte d'Ivoire,
et d'une façon générale par le volcanisme
éburnéen.
5.3.3.2 -
Rappel
de définitions
Avant de présenter les résultats de nos observations
nous pensons qu'il est nécessaire de rappeler la définition
des termes spilites et kératophyres,
en nous attardant plus
sur le terme kératophyres dont il sera plus question dans ce
paragraphe.

---

- 69 -
5.3.3.2.1 - Spilites et kératophyres
H. COQUAND
(1857)
avait reunl les deux types de
roche sous le nom d'albitophyres et qui désignait "une roche
essentiellement constituée d'une pâte de feldspath albite,
empâtant ordinairement des cristaux d'albite et accidentelle-
ment des noyaux calcaires, des géodes de quartz et de la calé-
doine". Ce terme a évolué avec l'usage et recouvre l'ensemble
des l~ves albitiques avec comme pôle basique les spilites et
pôle acide les kératophyres. Les spilites-kératophyres recou-
vrent donc une large gamme de roches comme le montre le tableau
7 .
5.3.3.2.1.1 - Spilites
Le nom spilite est utilisé habituellement pour dési-
gner des laves basiques sodiques ou sodi-potassiques. A l'ori-
gine,
il a été donné à des "pillow lavas" par A. BRONGNIART
en
1827. Mais le débit en pillow-lavas n'est pas un critère
de reconnaissance fondamental car depuis, on s'est rendu com-
te que beaucoup de spilites se présentent en coulées simples.
Au microscope,
ces roches montrent une texture inter-
sertale divergente,
selon la définition de VUAGNAT
(1946),
avec
la possibilité d'avoir plusieurs générations d'albite.
)
(
Faciès paléovolcaniques
)
(
( Faciès volcani-. Termes utilisés
Terme de notre
Faciès albi tOPhyrique~
(
ques
(
actuels
par JUNG et
étude
)
ROQUES
)
(
)
( Rhyoli te
Porphyre quart-
Métarhyoli te
)
(
zi fère
(
Quartz-kératophyres
)
------------------ ----------------- ------------------
( Dacite
et granophyre
Métadaci te
)
)
(
)
(
(
Trachyte
Orthophyre
Métatrachyte
)
( ------------------ ----------------- ------------------
I<éra tophy re
)
(
Andésite
Porphyrite
Métaandésite
)
\\
(
(
Basalte
~létaphyre
Métabasalte
)
-----------------
(
------------------~------------------ Spilite
\\
( Dolérite
Diabase
Métadolérite
Tableau 8 - Terminologie des albitophyres comparée à celle des faciès paléovol-
caniques et volcaniques actuels.

---

- 70 -
5.3.3.2.1.2 - Kératophyres
Créé en
1874 par GUMBEL pour désigner des roches
éruptives, porphyriques du Fichtelgebirge,
le
terme kérato-
phyre caractérise des laves acides à texture trachytique avec
une minéralogie marquée par l'importance de l'albite,de la
chlorite,et l'absence totale de pyroxène.
LOSSEN
(1883)
l'applique aux roches volcaniques de
la reglon de Harz.
Il distingue par ailleurs les kératophyres
sodiques dont la teneur en
Si0
est comprise entre 60 % et
2
62,5 % et les quartz kératophyres avec une teneur de Si0 2
égale à 71 %.
Au cours des années, plusieurs définitions ont été
données, différentes les unes des autres,
rendant ainsi l'uti-
lisation de ce terme très difficile.
Ainsi JOHANNSEN
(1962)
définissait les kératophyres
comme des trachytes plus ou moins altérées et les quartz ké-
ratophyres comme des rhyolites alcalines altérées.
Pour TROGER (1935)
ce sont des trachytes sodiques
anchimétamorphiques,
idée reprise par RONNER (1963) qui pense
que les kératophyres sont l'équivalent anchimétamorphique
d'une trachyte alcaline. Toujours selon RONNER lorsque cette
trachyte alcaline subit une altération autométamorphique, elle
devient une spilite kératophyre. Les quartz-kératophyres se-
raient par ailleurs les équivalents anchimétamorphiques d'une
rhyolite alcaline d'après cet auteur.
Cette multitude de définitions est plus ou moins
liée à la divergence de vue des auteurs sur l'origine des
spilites et kératophyres. La grande opposition se situe essen-
tiellement au niveau de la cristallisation de l'albite, minéral
important sinon fondamental dans ces formations.

---

-
71
-
Pour les uns,
l'albite est secondaire, c'est-à-dire
les laves ont été transformées après la mise en place soit par
métamorphisme soit par métasomatose.
Pour les autres,
l'albite est primaire, c'est-à-dire
qu'elle a cristallisé au moment de la différenciation magmati-
que. Actuellement,
l'origine primaire semble être la plus
acceptée.
Quartz -
Kératophyres
La division apportée par LOSSEN entre les kératophyres
et les quartz-kératophyres a été admise par tous. Mais au-delà
de la simple distinction basée sur la teneur en silice, on s'est
rendu compte que cette coupure est liée aussi à des différen-
ces de caractère. Par exemple les kératophyres apparaissent
souvent liés aux spilites alors que les quartz-kératophyres
n'ont de rapport absolu avec les spilites que la présence de
l'albite. D'autre part leur texture est presque toujours por-
phyrique.
Actuellement, on subdivise les quart-kératophyres
en trois groupes :
-
les quartz-kératophyres sodiques où le potassium est
absent ou en très petite quantité;
les quartz-kératophyres sodi-potassiques où la dif-
férence entre potassium et sodium est peu marquée,
le sodium
étant toujours plus important
;
-
les quartz-kératophyres potassiques où le potassium
est plus important que le sodium.
La distinction entre les quartz-kératophyres et les
rhyolites n'est pas aisée surtout lorsqu'il s'agit de quartz-
kératophyres sodi-potassiques. Pour éviter la confusion,
il
est recommandé de s'appuyer sur l'observation microscopique
qui apporte des arguments on ne peut plus solides.

---

-
72 -
Les quartz-kératophyres présentent toujours une tex-
ture microgrenue où le feldspath potassique est rarement ex-
primé en phénocristaux, ce qui suppose une cristallisation
plus lente que les rhyolites où le verre est abondant et le
feldspath potassique bien exprimé.
S.3.3.3 - Caractères de formations laviques
acides d'Odienné.
Lorsque l'on considère l'ensemble des métavolcanites
acides,
il apparaît certaines difficultés pour l'application
du terme kératophyre
(SS).
En effet,
si leur caractère de laves acides est In-
contestable,
si certaines textures correspondent à celles des
kératophyres ou quartz-kératophyres,
leur composition minéra-
logique présente certaines divergences. Ces divergences sont
dues à l'absence totale de chlorite du moins en tant que miné-
ral primaire!,alors qu'elle semble toujours présente dans les
kératophyres
i
à la présence appréciable de la biotite primaire
alors qu'elle est considérée comme accessoire dans ces forma-
tions. D'autre part on observe dans certains échantillons
le' feldspath potassique largement exprimé. rl ne s'agit
pas de remplacement de l'albite par le feldspath potassique,
mais de cristaux primaires de microcline et en quantité
très appréciable. Or selon les auteurs il s'exprime très
rarement même quand le potassium est prépondérant par rapport
au sodium. Enfin, quelques rares fois,
il a été observé la
présence de phénocristaux d'amphiboles.
Malgré ces divergences,si
nous examinons les faciès
en détail nous constatons que
:
-
certaines roches du faciès microgrenu a
tendance
microlitique aphanitique s'identifient dans les grandes lignes
aux kératophyres aphanitiques décrits par JUTEAU et Roccr
(1965)
dans le massif volcanique Dévonien de Schirmeck (Bas-mlin)
biotite exceptée.

---

-
73 -
-
dans le faciès porphyrique,
certains échantillons
correspondent aux descriptions données par les auteurs des
quartz-kératophyres. Dans ces échantillons les phénocristaux
sont essentiellement de l'albite ou albite-oligoclase avec
quelques rares cristaux de microcline
(tableau 7a) ou de micro-
cline en position de remplacement.
En résumé on peut admettre que quelques échantillons
répondent aux descriptions des kératophyres et quartz-kérato-
phyres et que ces termes peuvent leur ~tre appliqués si l'on
considère seulement l'aspect pétrographique de ces roches
malgré l'absence de chlorite.
Problème de la chlorite
D'après LAMOUCHE
(1977)
cette absence pourrait s'ex-
pliquer en partie par le métamorphisme qui a affecté la région.
La chlorite serait alors transformée en biotite, le potassium
étant emprunté soit à la muscovite,
soit à un feldspath.
L'étude microscopique ne confirme pas cette hypo-
thèse; on n'observe nulle part des reliques de chlorite, mais
plutôt de biotite.
L'existence de la chlorite est donc peu probable.
5.3.4 -
Etude chimique des ~étavolcanites acides
Sur le plan chimique,
la mise en évidence des carac-
tères kératophyriques à partir de l'examen des analyses nous
paraît très ambiguë. Car comme dans les roches basiques, on
observe des variations importantes et capricieuses des alcalins,
d'un affleurement a un autre, parfois m~me à l'échelle de
l'affleurement.
Si on considère néanmoins l'ensemble des analyses
chimiques, on remarque une prédominance du potassium sur le
sodium m~me dans les échantillons présentant les caractères
pétrographiques des kératophyres. D'autre part,
les teneurs
en CaO sont assez élevées contrairement à ce que l'on
rencon-
tre généralement dans les kératophyres
(cf.
tableau nO annexe
. . . ). Au vu
de ces analyses,
nous pouvons donc conclure par-

---

-
74 -
tiellement, en attendant le traitement dans des diagrammes appropriés
pour
la
séparation des
lignées
spilites-kératophyres
et
les
autres
lignées laviques,
que certains des échantillons d'Odienné présentent
des caractères pétrographiques propres aux kératophyres;
tels qu'ils
ont été définis par les auteurs
(JUTEAU et ROCCI 1974, SOLER 1980 . . . . );
mais
qu'à
ces
caractères
ne
correspondent
pas
des
compositions
chimiques typiques des kératophyres.
5.3.5 - Etude géochimique des métavolcanites acides.
5.3.5.1 -
Introduction:
L'examen
des
résultats
d'analyses
chimiques
a
fait
ressortir
une
variation
capricieuse
et
dans
des
proportions
si
élevées
des
teneurs
de
Na 20,
K20
et
CaO,
qu'il
est
impossible, au vu;
des
teneurs
en
ces
élémen t s,
de
se
faire
une
idée
de
la
na ture des
échantillons.
Il apparaît
donc
nécessaire de
traiter
les
résultats des
analyses
chimiques dans des diagrammes appropriés pour lever l'ambigui-
té. Nous utiliserons ici les diagrammes Na20 + K20 = Si02 de KUNO et le
diagramme AFM de ALLEN.
5.3.5.2 -
Diagramme Na20 + K20 = Si02 (KUNO 1968')
Dans ce diagramme, les métavolcanites d'Odienné s'éche-
lonnent en fonction de leur teneur en Si02
; ce qui donne une apparen-
ce d'homogénéité. Par ailleurs,si on se réfère à la grille de classifi-
cation
de
COX
et
al
(encart),
on
se
rend
compte
que
les
points
représentatifs
se
distribuent
dans
les
aires
des
daci tes
et
rhyoli-
tes avec quelques points dans la zone des trachyandésites.
Dans le dé-
tail cependant, on remarque à l'intérieur de chaque groupe une certaine
incohérence entre les teneurs en Na20,
K20 d'une part et Si02 d'autre
part.
Enfin,
i l
faut
souligner
que
la majeure
partie
des
points figuratifs se situent dans la zone des séries subalcalines.
5.3.5.3 -
Diagramme AFM (ALLEN 1953)
Dans
le
diagramme
AFM,
les
métavolcanites
acides
se répartissent en trois zones
(l, II et III).
Ces
trois
zones
ne
recouvrent
pas
de
façon
tranchée
de
faciès
chimiques ou pétrographiques.

---

-
75 -
Ainsi, à
l'exception
de
la
zone
l,on
rencontre
des
dacites
et
rhyolites
avec cependant
une
prédominance de
rhyolites,
les
groupes
I l e t
III
sont
des
mélanges
de
daci tes,
rhyodaci tes
et
rhyolites.
Ce
regroupement
en
zones
à
con tenu
hétérogène
nous sem-
ble lié en partie à la variation capricieuse des éléments majeurs
;
de
Na20
et
K20
qui
constituent
le
pôle
A de
ce
diagramme.
Dans la
zone III,
trois échantillons s'écartent nettement des autres.
L'examen
des
analyses
de
ces
échantillons
montre
une
grande
richesse
en fer,
doublé d'un certain déficit en magnésium.
Du point de vue de la tendance géochimique, on remarque
que
la
majorité
des
points
se
situent
dans
le
domaine
des
séries
calco-alcalines.
Nous
reviendrons
sur
ce
point
dans
le
paragraphe re-
latif à la caractérisation du volcanisme.
5.3.6 - Genèse des métavolcanites acides
Les métavolcanites acides que nous venons d'étudier sont
dans
leur majorité,
des
dacites,
des
rhyodacites
et
des
rhyolites avec
localement
des
formations
ayant
un
caractère
de
kératophyres.
Ces
roches
sont
des
laves
reconnues
comme
issues
d'un
magma
visqueux,
se
mettant
en
place
sous
forme
de
protrusions.
Ce
magma
peut
être,
selon
les
auteurs, lié
à
la
différenciation
d'un
magma
basal tique, ou
dérivé
d'un
magma
acide
provenant
d'une
fusion
sialique
provoquée par
le magma basique.
LI importance du volume des
laves
acides
et
des
pyroclas-
tites
acides
qui
leur
sont
associées
par
rapport
au
volume
total des
laves,
nous
amène
à
écarter
la
poss ibili té
d'une
origine
due
à
la
différenciation d'un magma basique. Certes,de telles différenciations
sont possibles, mais le volume de roches acides auxquelles on aboutit ne
dépasserait pas 10 % du volume total (BOWEN,1929). Ainsi,
SOLER (1980)
en se référant aux travaux de BROUSSE (1971) et CAMUS (1975) cite l'exem-:
pIe du massif central français où le volume des laves acides est de l'or-f
dre de 5 à 10 %.
. .. / ...

---

- 76 -
,
1
•
1
i
•
i
1
"1
III Daci tes
16
"~
[J Rhyodac i tes
Il
o ,.
ORhyoli tes
""~
14
o...
"
o
::
12
z
10
.. SIO~
8
/ o
/
lZl lZl
l2l
6
/
/ '
CD
/
lZl
CD Champ' de, l'érie, alcaline,
® Champ, de, ,'rie, ,ubalcaline,
/
/ ' ®
Si02
0
35
45
55
65
15
85
85
Fig 12a
Métaacidites du CVS dans le diagramme Na20 + K20
Si02
F
CI) Domaine Tholéitique
@ Domaine calco-alcalin
/ .,
@
t~
\\ ,
\\,
•
50
30
10
M
diagramme AFM.

---

- 77 -
D'autre part il a été remarqué que les laves les plus
acides
dans
les
cas
de
différenciation
ne
dépassent
pas
65
% de
Si02
ce qui ne cadre pas avec nos résultats.
L'hypothèse la plus
propable,
es t
donc
celle
de
la
fus ion
s ialique
provoquée
par
le
magma
basique.
Les
tendances
kératophyriques
s'expliquent
alors
aisément
par
une
contamination
après
la
cristallisation
du
magma
comme nous l'avons avancé plus haut.

---

-
78 -
Eléments/N°
418/9
418/10
419/11
419/19 1 419/20
420/24
420/25
Si0
68,09
2
68,51
68,45
66,41
64,00
67,21
68,19
Al 0
20,24
2
19,61
3
19,81
20,69
20,53
19,74
19,71
reO
0,69
0,14
-
-
2,01
-
0,05
l-1g0
-
-
-
-
0,78
0,03
-
CaO
0,51
-
0,08
1,11
0,66
0,09
0,09
Na 0
11,51
2
11,64
11,59
10,82
10,60
11,69
12,08
K 0
0,08
2
-
-
0,23
1,28
0,01
0,03
H0
0,04
-
-
-
2
0,32
0,02
0,04
P205
-
-
-
-
-
-
-
MnO
0,03
-
0,02
-
-
0,09
0,11
Total
101,39
99,98
99,85
99,36
100,29
98,87
100,26
Alb
97,18
-
99,79
93,42
87,27
99,59
99,51
An
2,30
-
0,20
0,25
3,06
0,40
0,24
Or
0,52
-
-
1,31
6,69
-
-
Tableau 9
Compositions chimiques de quelques plagioclases des métavolcani tes
acide. CAMEBAX

---

-
79 -
5.4 - Roches pyroclastiques
5.4.1 -
Introduction
5.4.1.1 - Généralités
Initialement,
les formations
birrimiennes n'étaient
connues dans la région d'Odienné que par les roches pyroclas-
tiques du Bagadian,
dont l'importance était d'ailleurs sous-
estimée
(COUTURE 1956-1968). Ce n'est qu'avec le projet
nickel- cuivre de la SODEMI dans la région, que la réparti tion
de ces formations se précisa.
5.4.1.2 -
Définitions
Les roches pyroclastiques, sont des roches cons-
tituées de fragments
(pyroclastes)
issus d'une éruption vol-
canique, ou étant la conséquence directe d'une éruption.
Les pyroclastes aussi
bien que les roches pyroclas-
tiques sont généralement regroupés en deux grands ensembles
selon le mode de fragmentation.
Ainsi on distingue les pyroclastes ou pyroclasti-
tes,
"magma tiques" don t
la f ragmen ta tion es t
provoquée par
l'expansion des gaz initiallement contenus dans le magma, 'et
les hydroclastites dont la fragmentation est due au contact
de l'eau et de la lave à haute température
(fig.
). Outre
ces deux grands groupes,
on distingue aussi les dépôts épi-
clastiques issus de l'altération et de l'érosion de roches
volcaniques et les autoclastiques dont la fragmentation est
due à la friction mécanique durant le mouvement de la lave.
5.4.1.3 - Classification
Les roches pyroclastiques ont fait l'objet de nom-
breux travaux dont ceux de
R. V.
FISHER (1961-1968) qui ont
abouti à une classification longtemps adoptée
par
la plupart
des auteurs. Mais cette classification a subi
ùeaucoup de

---

-
80 -
transformations au fil des années,
et d'autres définitions
ont été proposées. C'est pour repréciser les
termes que
R.SCill1ID (1981)
a proposé une nouvelle nomenclature en fai-
sant la synthèse des
travaux antérieurs et des résultats les
plus récents. C'est cette nomenclature que nous adopterons
ici
(tableau 10
Taille de
Dépôt
pyrocJastique
Pyroclastes
,
Consolidé
clastes en mm
Non consoJidé
Roches pyrocJastiques
Bombe bloc
Téphra
Agglomérat, brèche py-
roclastique
64
LapilJ i
LapiJ 1 i
téphra
Lapi Hi tufs
2
Cendre a
Cendre grossière
Tufs grossier s
grain grossier
1/16
Cendre à
Cendre fine
Tufs fins
grain fin
Tableau 10
Classification des roches pyroclastiques
d'après R.
SCHMID (1981).
Selon cette classification, on distingue au niveau
des roches pyroclastiques comme le montre le
tableau 10 les
brèches pyroclastiques,
les lapillis tufs
les
tufs
gros-
siers et les tufs
fins.
Par ailleurs,
SCHMID
(1981) regroupe sous le terme
tuffite les roches formées d'un mélange de pyroclastites et
épiclastites.
Ga~s les formations d'üdienné, on distingue deux
grands groupes
d'un côté les lapillis tufs et les
tufs,
de
l'autre côté les brèches.

---

-
81
-
Tuffites (mélange
Epic]astite volcanique Taille
Pyroclastite
de pyroc]astite et
et/ou non volcanique
des
d'épiclastite
clastes
Agglomérat brèche
Congloméra t tu':"'-
Conglomérat, brèche
64
pyrocl astique
facé brèche tu;:'·
facée
Lapil] i tuf
Tuf
grossier
2
Tuf
fin
Schiste tuffacé
Schiste
Tableau
11
Tableau comparatif
des
Pyroclastites 1
des
tuffites
et
des
épiclas-
tites.
5.4.2 -
Lapillis tufs 1 tufs grossiers et tufs fins
5.4.2.1 - Généralités
Ce sont des formations qui sont d'une façon
générale associées aux métavolcanites acides avec lesquelles
elles partagent la meme position stratigraphique.
Sur le
terrain, on observe des passages progressifs des métaacidites
à ces roches.
A l'affleurement,
elles sont souvent altérées,
sauf lorsqu'elles ont subi une importante silicification;ce
qui n'est d'ailleurs pas rare.
Ce sont des roches de couleur
variée: grise,
rosâtre,
brune,
présentant un aspect massif
ou schisteux avec parfois un rubannement.
Lorsqu'elles sont
massives,
les plus fines (tufs fins)
donnent des cassures es-
quilleuses telles des roches microgranulaires.
Leur sensihi-
lité à l'altération fait qu'elles apparaissent moins à l'af-
fleurement,donnant ainsi une
fausse
idée oe leur
importance
(répar ti tion) .

---

- 82 -
5.4.2.2 -
Etude pétrographique
A l'étude pétrographique,
nous avons distin-
gué quatre faciès principaux
:
- les lapillis tufs a caractère rhyolitique
- les lapillis tufs siliceux
- les tufs grossiers
-
les tufs ou
tuffites.
5.4.2.2.1 - Lapillis tufs à caractère
rhyolitique.
Ce sont des roches à fond microgrenu ou granu-
laire,
formées de grains quartzo-feldspathiques auquel sont
associés d'abondants minéraux de plagioclase
(albite)
brisés,
anguleux,
tordus ou non réunis parfois par groupe de deux,
trois ou plus.
Le quartz qui est associé au plagioclase, est
de taille moyenne,
plus ou moins corrodé.
La
biotite
(abon-
dante),
se présente en aiguilles
disposées bout à bout et
déterminant avec la séricite des
trainées qui soulignent une
schistosité grossière. La muscovite,
reliquat de la première
structure,
se présente sous forme de minéraux amiboïdaux ou
en lamelles regroupées en nids. Comme minéraux accessoires,
on rencontre du sphène,
du carbonate et de l'oxyde.
5.4.2.2.2 - Lapillis tufs siliceux
Sur le terrain,
ce faciès se confond facile-
ment avec les quartzites,
avec lesquels il est d'ailleurs
presque tout jours en contact.
La roche présente une cassure
esquilleuse et lisse.
Au microscope,
il s'agit des roches granulai-
res formées presqu'exclusivement par une association quartzo-
feldspathique envahie par des
trainées
noirâtres parfois en
forme de vésicules.
De
très
rares aiguilles de séricite ap-
paraissent quelquefois
on rencontre aussi des zones de
granulométrie différente sans qu'on puisse parler de granoclas-
sement.

---

-
83 -
5.4.2.2.3 - Tufs grossiers
Ce sont des roches à structure schisteuse formées
d'une granulation quartzo-feldspathique comme les premiers
faciès décrits,
présentant des zones irrégulières de granu-
lométrie différente,
envahies par des
trainées d'aiguilles
de biotite;
celles-ci soulignent la foliation et moulent de
gros cristaux de feldspath abondamment craquelés, arrondis
et le plus souvent obliques sur la foliation.
On rencontre
de rares minéraux de muscovite,
du microcline de remplacement
dans le plagioclase.
Le sphène est présent comme minéral ac-
cessoire avec des traînées d'oxydes.
L'origine volcanique
est suggérée par la présence de quelques microlites, conser-
ves par le métamorphisme.
5.4.2.2.4 -
Les
tufites ou tufs fins
Il s'agit de roches pyroclastiques à grain très
fin,
plus ou moins friables
lorsqu'elles sont altérées,
de
couleur blanche à beige avec de petits niveaux verts.
Sur
le terrain,
elles se distinguent aisément par cette alter-
nance de lits clairs
(beige)
et de lits verts. Au microscope,
on observe une texture granoblastique avec une foliation assez
nette.
Les lits clairs sont constitués de quartz,
feldspath
et quelques grains d'épidote,
les lits verts par de l'amphi-
bole et de l'épidote.
L'ensemble de la lame est parseme
d'oxydes opaques. Au sein des lits d'amphibole, on rencontre
parfois des amas d'amphiboles de grande taille plus ou moins
obI ique sur la fol ia ti on
(hor nble nde) .
Le quartz,
est en grains de petite taille,
plus
ou moins allongés suivant la foliation,
ou amiboïdaux.
Il
représente environ 50 % de la lame.
Le feldspath est en cristaux rectangulaires ou
en pe-
tites lattes non mal maclées associées au quartz; ce qui
ne
rend pas la détermination facile et sûre.

---

-
84 -
L'amphibole est représentée par l'actinote. Hormis
les amas de hornblende.
Ce sont des minéraux
aciculaires
très
allongés. Elle est associée à l'épidote avec laquelle elle
constitue les lits verts.
L'épidote est le plus souvent en grains. Cependant
il arrive qu'on rencontre des minéraux de grande taille pro-
venant de la déstabilisation de la hornblende.
5.4.2.3 - Composition chimique
Lapillis tufs
Sept échantillons de lapillis tufs ont été analysés
soit au quantomètre au CRPG de Nancy,
soit par voie chimique
traditionnelle au Laboratoire de la
SODEMI-ABIDJAN. Suivant
que l'analyse se fait au quantomètre ou par voie chimique
traditionnelle,
nous disposons du fer exprimé en fer
total
(Fe 0
t)
ou alors distingué en Fe 0
et FeO.
2 3
2 3
De
l'examen de ces analyses, on remarque une varia-
tion notable de la silice, qui atteint évidemment son maximum
avec le faciès siliceux.
Il est à signaler par ailleurs des
teneurs très élevées en Na 0 et K 0 dans le faciès rhyolitique
2
2
Mais en dehors de ces variations, on observe une composition
chimique assez proche des formations métaacidites.
Tufs
Les résultats d'analyse de deux échantillons de
tufs montrent que ces roches sont très alumineuses,
moins si-
liceuses par rapport aux lapillis tufs,
hypersodiques avec
des taux de Na 0 qui atteignent 9 % alors que le taux de potas-
2
sium est très bas
(0,5 %)
et celui du calcium se situant dans
la moyenne des teneurs de métavolcanites acides.
Les analogies de composition entre lapillis tufs
et tufs
se situent au niveau des teneurs en fer,
titane,
man-
ganèse et quelque peu en magnésium.

---

Tableau 12
Compositions chimiques de quelques pyroclastites
Po
74+
207+
22/2*
22/ 1*
886++
114++
115++
5i0
63,25
74,11
61,39
2
63,03
78,78
74,62
76,32
A1 0
13,90
13,22
19,31
19,54
10,77
2 3
12,82
12,59
Fe 0
2,24
2,38
2,46
1,50
2 3
1,73
3,16
1,68
FeO
1,80
0,57
0,41
0,27
0,21
0,32
MnO
0,11
0,06
0,07
0,05
0,06
0,07
0,05
MgO
0,96
0,3
1,28
0,56
0,48
0,64
0,32
CaO
2,46
1,72
4,87
3,58
0,45
0,22
0,22
Na 0
7,09
2,68
8,26
2
9,00
0,16
0,18
0,25
K 0
6,41
4,01
0,27
0,26
2
4,46
4,22
4,62
Ti0
0,42
-
0,14
0,24
2
0,36
0,28
0,64
0,32
P 0
1,15
0,01
0,19
0,40
2 5
0,10
0,35
0,12
P.F.
1,22
1,07
0,72
0,71
1,86
2,42
2,40
Total
100,01
100,00
99,63
99,40
99,40
99,55
99,21
Fe/Fe + t~g
0,61
0,66
0,42
0,51
0,55
0,59
0,65
K/K + Na
0,37
0,50
0,02
0,02
0,94
0,94
0,92
+
Lapillis tufs rhyolitiques
*
CD
Tuffites
V1
++
Lapillis tufs,siliceux.

---

- 86 -
Mais quelque soient les différences qu'ils présen-
tent entre eux, on s'aperçoit qu'ils sont proches d'une maniè-
re ou d'une autre
(ressemblance pétrographique ou chimique)
des volcanites auxquels elles se rapportent selon toute évi-
dence.
Les différences chimiques ou pétrDgraphiques que
nous avons observées sont à mettre au compte plutôt de leurs
conditions de mise en place que de leur nature.
5.4.2.4 - Mode de dépôt et formation
Quoiqu'issus du même matériel,
les lapillis et les
tufs d'Odienné présentent des différences qui découlent des
conditions de formations différentes.
En effet,
les lapillis tufs a caractère rhyolitique,
les lapillis tufs siliceux et les tufs grossiers, présentent
une organisation très proche des
termes volcaniques. Entre
certains échantillons de ces faciès et les termes laviques
seuls les éclats de minéraux
(minéraux anguleux)
et parfois
les zonations comportant des variations de grains
(qui ne sont
pas des grano-classements)
permettent de faire la distinctiono
Cette ressemblance
trouve son explication dans le fait que
ces formations se sont mises en place juste après les
termes
laviques constituant ainsi
la suite immédiate de ces derniers.
La présence de micrlites quoique rare, dans ces roches,
asso-
ciés à des phénocristaux et morceaux de minéraux est une
preuve de cette succession.
Les lapillis tufs et les tufs grossiers se sont
donc formé
au cours de périodes explosives suivies d'éma-
nations probablement siliceuses ce qui expliquerait le carac-
tère quartzeux de certaines d'entre elles.
Quant aux
tufs fins,
les produits qui les consti-
tuent sont les mêmes,
à quelques exceptions près, que ceux
que l'on rencontre dans les autres
(produits volcaniques),
mais
leur dépôt semble différer profondément.
Par exemple,
il ap-
paraît des niveaux rythmiques quartzo-feldspathiques séparés

---

-
87
-
par des lits très fins d'amphiboles.
Le rubanement de ces ro-
ches ne peut s'expliquer par un phénomène magmatique
(fluida-
lité), mais plutôt par un phénomène sédimentaire. Une sédimen-
tation d'éléments quartzo-feldspathiques dans un milieu argi-
leux
rendrait mieux compte de ce phénomène. Si tel est le cas,
le terme schiste
tufacé serait plus adapté pour désigner cette
roche.
5.5
- Brèches
5 . 5 . 1 -
Gé né raI i té s
5.5.1.1 - Définitions
Des diverses définitions des brèches volcaniques
nous rap;:Ellerons celles de FISCHER (1958":' 1960) et de SCHMID
(1981)
qui ont l'avantage d'être descriptives et de permettre
une détermination rapide. Ainsi
FISCHER définit une brèche
volcanique comme étant "une roche composée essentiellement
de fragments volcaniques anguleux d'une taille supérieure à
2 mm,
inclus dans un ciment volcanique".
Cette définition ayant tendance à être utilisée
même pour des roches non volcaniques,
SCHMID ( 1981) l'a préci-
sée et complétée .Pour lui
"une brèche pyroclastique" est un
agrégat consolidé de fragments anguleux, dont la
taille moyen-
ne dépasse 64 mm et contenant moins de
25 % de lapilli et
cendre. A l'intérieur de cet ensemble, on distinguera:
-
les brèches pyroclastiques magmatiques
-
les brèches hydroclastiques
-
les brèches épiclastiques.
-
~~§_~E~~b~§_eYE~~!§§!ig~~§_~~§9~~~9~~§::ce sont des
brèches dont la fragmentation se fait par explosion.
Les frag-
ments subissent donc un transport dû à l'explosion, puis sont
dispersés.

---

-
88
-
est due au contact de la lave et de l'eau, on parle de brèches
hydroclastiques.
Ces brèches présentent parfois des figures
de trempe.
fragments sont d'origine volcanique et proviennent de l'ac-
tion d'agents épigènes.
- ~~~_~E~~b~~_§~~~s!§~~ig~~~ : sont des brèches dont la
fragmentation est la conséquence des frictions pendant le
mouvement de la lave
:
les fragments sont formés et incorporés
avant la fin de ce mouvement.
Ces brèches sont caractérisées
par des fragments anguleux de la lave cimentés par la même
lave; des fragments de l'encaissant peuvent être incorporés.
5.5.2- Etude pétrographique
Les brèches volcaniques de la
région d'Odienné ont
été observées seulement dans
le sillon du Bagadian où elles
sont associées aux formations
volcaniques birrimiennes.
Les
affleurements sont ponctuels; c'est la raison pour laquelle
elles sont cartographiquement confondues avec les roches vol-
caniques. Au niveau de l'échantillon,
nous avons distingué 2
types
:
-
des brèches autoclastiques
-
des brèches pyroclastiques magmatiques.
5.5.2.1 - Brèches autoclastigues
Le faciès
type est d'aspect massif,
montrant des
fragments anguleux de roche pris dans un ciment sombre à as-
pect daci tique
(daci toïde) .
Cimen t
:
Il est constitué d'une association de quartz-felds-
paths et de nombreux minéraux aciculaires d'actinote donnant

---

-
89 -
à la roche une allure fluidale. Cet ensemble est parsemé de
grains d'épidote.
La biotite y est présente en lames de
taille
moyenne nettement supérieure
aux grains des autres minéraux.
Elle est pléochroïque dans les brun-vert.
Elémen ts
Les éléments sont de
deux sortes
-
les éléments d'origine volcanique
-
les éléments non volcaniques.
Eléments d'origine volcanique:
Ils sont plus ou moins
allongés et constitués de microlites et lattes de plagioclases.
Ces plagioclases sont maclés albi te ou albi te Carlsbad. Par-
fois on remarque la macle du roc
tourné sur certains minéraux.
Il s'agit certainement de l'effet de la cataclase sur ces mi-
néraux.
Enfin on observe des éclats de plagioclases
(morceaux
isolés envahis par l'épidote et la séricite)
pris dans le
ciGent volcani~ue.
r;lé~T:ents non volcani~jues : :'n:~islinC:)lle l~s élf.ments
cn'istit~,,~~ essentiellc,q,:>nt <'amphibole et ceux constitués
d'amphibole,
pyroxène et plagioclase.
~!~~~~!~_~~~~~!~~!!~~~~!_~~Eb~e~!~9~~~: l'amphi-
bole est une hornblende,
plus ou moins effilochée,
flexueuse
ayant sur les extrémités des excroissances dendritiques d'aci-
tinote,
formant des associations simplectiques avec la
trame
quartzo-feldspathique.
Ces minéraux sont parfois moulés par la
biotite qui les remplace progressivement surtout les grandes
lames d'amphibole.
Ces minéraux en cours de déstabilisation
présentent un pléochroïsme vert brun ou
jaune brun-vert.
Ces
éléments amphiboliques sont dans certains cas, accompagnés de
plagioclase.

---

-
90 -
Elements d'amphibole, pyroxène et plagioclase.
Du pyroxène,
il ne reste plus que quelques résidus
reconnaissables. Les mesures des caractères cristallographiques
et optiques
{Po SO-2)sont ceux d'une augite qui a été pseudo-
morphosée par une amphibole
(hornblende). Le plagioclase peut
être présent ou absent.
Remarque: qu'il s'agisse des éléments essentiellement
amphiboliques ou des éléments de pyroxènes, amphiboles et
plagioclases, on remçrque qu'il n'y a pas de ciment entre les
minéraux. D'autre part on rencontre dans la matrice des vacuo-
les
(?)
à remplissage de quartz comme dans les métaacidites.
Variation de faciès
On rencontre parfois un type de couleur vert foncé,
avec des éléments ayant la même couleur que la matrice dont
ils se distinguent par leurs arêtes tranchées.
Au microscope la matrice apparaît composée d'amphi-
bole, d'épidote, de quartz et de plagioclases épidotisés.
Quant aux fragments ils sont constitués de gros cristaux
d'amphiboles dépassant le plus souvent le demi-centimètre.
5.5.2.2 - Brèches pyroclastiques "magmatiques"
Ce faciès montre à l'observation macroscopique des
éléments de forme plus ou moins elliptique de taille assez
appréciable. Au microscope,
la roche apparaît constituée d'une
trame formée d'amphibole, de quartz, de plagioclase et de bio-
tite dans laquelle sont noyés des phénocristaux de plagioclase
et d'amphibole,
et les éléments élliptiques cités plus haut.
La texture de l'ensemble est fluidale.
Etude pétrographique
La trame:
Elle est constituée de quartz, de pla-
gioclase,
d'amphibole, de biotite et d'épidote.

---

-
91
-
~~_9~~~!~' est représenté par des minéraux de peti-
te
taille,
à
extinction roulante,
parfois en granulation cons-
tituant des nids plus ou moins losangiques
(vésicules ?).
~~_e!~~~~~!~~~ est de taille variable. Il se présen-
te sous
forme soit de granulation associée au quartz,
soit de
petits minéraux maclés dispersés dans
la
trame,
soit de miné-
raux de taille moyenne ou encore de phénocristaux. Les mesures
effectuées donnent de l'oligoclase
(An10 -
An25).
~~~~e~~~~!~ est représentée par de l'actinote et de
la
hornblende.
L'actinote est aciculaire et très abondante
c'est la phase ferro-magnésienne
la plus importante de la trame.
Le pléophroisme est assez net.
La hornblende se présente plu-
tôt sous la
forme de phénocristaux.
La biotite est relativement rare.
Les minéraux sont
- - - - - - - - - -
très peu allongés,
on a l'impression qu'ils se développent plu-
tôt dans le sens de la longueur.
Le pléochroisme est net
(dans
les brun-vert).
Elle est dépourvue d'altération. Sa cristalli-
sation n'est pas primaire.
~~~e~~~!~ est en grains, souvent en amas.
Enfin on observe des grains brunâtres qui pourraient
être du sphène.
~~~_e~~~~~~~~!~~~ : ils sont représentés par du pla-
gioclase et de la hornblende,
mais le plagioclase est le plus
important.
Il s'agit d'un plagioclase ayant les m~mes caractères
que les plagioc18ses de petite taille.
La hornblende est de
taille relativement moins grande que le plagioclase,
elle pré-
sente parfois des excroissances d'actinote aux extrémités.

---

-
92 -
~~~_~!~~~~~~ : Les éléments sont cqnstitués soit
essentiellement de phénocristaux de hornblende,
soit par de
sortes de nids losangiques remplis par du quartz granulaire,
soit par des phénocristaux de plagioclase et d'amphibole
associés aux mêmes minéraux que ceux de la trame.
5.5.3- Indice d'explosivité
L'indice d'explosivité,
se définit par le pourcen-
tage de matière pyroclastique par rapport à la totalité des
matières volcaniques émises.
Il est évident qu'en pratique
ce pourcentage se mesure en rapport de surface plutôt qu'en
rapport de volume. Or la cartographie rend mal compte de
l'importance des pyroclastites
(sensibilité à l'altération
affleurements très discrets et associés aux laves), ce qui
entraine une certaine difficulté d'appréciation de cet in-
dice. Cependant, le fait que les affleurements de pyroclas-
tites rencontrés soient assez dispersés atteste d'une grande
extension de ces formations,
tendant à une estimation du
coefficient d'explosivité assez élevées de l'ordre de 35
à 40 %, 1. YACE (1976) a estimé ce coefficient à 30 % dans
la région de Toumodi.

---

- 93 -
5.6 - Les quartzites
5.6.1 - Généralités
Contrairement à ce qu'on pourrait penser, les
quartzites n'influencent pas la topographie
(morphologie)
de la région étudiée.
Ce sont des formations d'extension limitée, affleu-
rant le plus souvent en bancs métriques ou décamétriques,
interstratifiés dans les faciès métamorphiques associés
aux formations métavolcaniques.
Ce sont des roches à granulométrie assez fine,
parfois microgranulaire,
à cassure conchoïdale ou esquilleu-
se,
sensibles à la tectonique cassante, dont la couleur
varie assez souvent sur le terrain et ceci en fonction de
la teneur des oxydes ou autres éléments qu'elles contiennent.
Certains auteurs ont utilisé cette variation de
couleur pour établir des faciès,
(quartzites sombres, quart-
zites lie-de-vin . . . ). Ces coupures sont très utiles et
intéressantes sur le terrain. Cependant l'observation micros-
copique montre que deux quartzites apparemment différents
par leur couleur, présentent au microscope,
à peu de chose
près, les mêmes caractères pétrographiques. Pour éviter de
mettre dans des groupes différents des échantillons ayant
les mêmes caractères pétrographiques, nous avons tenu comp-
te certes de la couleur,
mais surtout des caractères minéra-
logiques.
Ainsi,
nous avons distingué trois faciès princi-
paux et un faciès particulier. Ce sont:

---

-
94 -
-
les quartzites type commun
-
les quartzites micacés
-
les quartzites carbonés
-
le
faciès particulier à cummingtonite.
Remarque
Aucun contraste morphologique n'apparaît nettement
sur le terrain entre les différents faciès. Par ailleurs
nous n'avons pas défini de faciès jaspoïde parce que tous
les faciès ont une tendance plus ou moins jaspoide.
5.6.1 -
Etude des différents faciès
5.6.2.1 - Quartzites type commun
Sous cette dénomination,
sont regroupés tous les
quartzites dont la phase minérale est essentiellement du
quartz. Ils peuvent être à grain moyen ou jaspoides. Ce quartz
peut se présenter sous plusieurs habitus:
-
soit allongé
(platten quartz)
suivant une
schistosité tantôt fruste,
tantôt bien marquée;
-
soit en cristaux engrene,
a bords suturés
-
soit en fines granulations ou en agrégats
mosaïques de plages.
Les minéraux accompagneteurs sont l'hématite, qui
cristallise en trainéffigranuleuses disposées suivant la
schistosité,
et la séricite qui apparaît en aiguilles minus-
cusles. Les minéraux accessoires les plus fréquents sont le
sphène et zircon.

---

-
95 -
5.6.2.2 - Quartzites micacés
Ce sont des quartzites de couleur variable
(clair
ou sombre),
toujours schistosés, ce qui leur donne un débit
en plaquettes.
Au microscope on observe une texture granoblastique,
avec une foliation soulignée par les minéraux phyliteux. La
composition minéralogique est caractérisée par l'association
suivante :
Quartz
Tourmaline
Muscovite
Epidote
Biotite
Hématite
Grenat
~~_g~~~!~ est en proportion importante, mais n'atteint
pas toujours les proportions des quartzites communs. Les cris-
taux sont de petite à moyenne taille,
informes ou aplatis,
avec des îlots de très grandes plages engrenées. L'extinction
est roulante quelle que soit la taille du minéral.
~~_~~§~~~!!~ est abondante. Elle est parfois asso-
ciée à la biotite, mais le plus souvent elle est le seul mi-
ca présent.
Elle se présente en lamelles de taille moyenne,
disposées suivant la foliation et formant des lits qui alter-
nent grossièrement avec les lits de quartz.
Elle est accom-
pagnée de tourmaline et de grenat.
~~_~!~!!!~ est en quantité moins importante que la
muscovite sauf dans la variété à biotite. Elle se présente en
lamelles de petite taille avec un pléochroïsme net dans les
bruns-clair.
~~_9~~~~! se présente sous forme de cristaux globu-
leux, poécilitiques,
bourrés de quartz-micas,
le plus souvent
il est altéré dans sa partie centrale.
Il apparaît associé
uniquement à certains lits de micas alternant avec des lits
de quartz,
des lits à grenat-micas et des lits de micas sans
grenat. Cette cristallisation sélective du grenat suggere

---

-
96 -
un contrôle chimique des l i t s .
D'après WINKLER
(1965),
la cristallisation du grenat
dans le faciès des schistes verts est liée à la richesse en
manganèse de la roche transformée.
Selon le même auteur, le
grenat ainsi formé est essentiellement de la spessartine.
Il
ne nous a pas été possible d'analyser le grenat que nous avons
observeé ; cependant des travaux de prospection effectués dans
la région,ont revélé qu'il existait des indices importants
de manganèse liés aux formations volcano-sédimentaires.
L'existence du grenat peut donc trouver son expli-
cation dans la richesse en manganèse des roches transformées.
Enfin des quartzites analogues ont été observés dans le bir-
rimien de Bondoukou par SOULE de LAFONT (1956 ) qui signale
que la présence du grenat est lié à des niveaux manganésifères.
~~_~~~E~~!i~~ est en minéraux automorphes, allongés
suivant la foliation.
Elle apparaît aussi en gerbes
(tardives
par rapport à la foliation)
dans certaines lames.Hais quelle que
soit la forme,
elle est toujours associée à la muscovite.
Signification de la présence de la tourmaline.
~~_~~~E~~!i~~ : Dans les échantillons étudiés, ce
minéral est intimement lié aux lits de muscovite et son déve-
loppement est d'autant plus considérable que le l i t de musco-
vite est plus important; ce qui suppose une origine direc-
tement ou indirectement liée à la muscovite. La muscovite
étant elle-même d'origine Détamorphique,
les relations entre
tourmaline et muscovite sont très probablement de même nature.
Il faut donc chercher cette origine dans la néoformation lors
du métamorphisme c'est-à-dire au moment de la formation de la
muscovite.
R.C.
REYNOLDS
(1965)
note gue le bore,
élément fon-
damental dans la formation de la tourmaline,
se substitue à
Si dans les sites tétraédriquesdel'illite dans les sédiments.
Au cours du métamorphisme,
la muscovite n'intégrant pas ou

---

-
97 -
très peu cet élément,
il est expulsé des réseaux micacés et
peut contribuer à la cristallisation de la tourmaline.
~~~P~9~~~ est présente dans certaines lames mais
en petite quantité. Quant à l'hématite, elle se distribue en
----------
trainées suivant la folia.tion.
Minéraux accessoires
le minéral accessoire rencon-
--------------------
tré est le zircon.
5.6.2.3 - Quartzite noir ou carboné
Il s'agit d'une roche dont l'affleurement est très
limité. Mais sa particularité
(la couleur noire et l'existen-
ce de matières charbonneuses) nous a amene à en faire un faciès
à part.
Macroscopiquement, elle apparaît noire avec une
cassure lisse. Au microscope,
elle montre une texture grano-
blastique très fine et une minéralogie caractérisée par du
quartz, phase minérale principale, du plagioclase, de la bio-
tite
de la muscovite,
de l'hématite, de la substance char-
bonneuse et des opaques.
~~_9~~~~~ est en grains anguleux de petite taille
avec parfois des nids de minéraux
de grande taille.
L'extinc-
tion est roulante quelle Gue soit la taille des minéraux.
~~_p!~g~~~!~~~, est en petite quantité et le plus
souvent associé aux nids de quartz.
Il s'agit de l'albite.
~~_~~~~~~~, se présente en petites lamelles avec un
pléochroïsme dans les bruns à brun-Jaunâtre.
~~_~~~~~~~~~:~~~~~~~~ est très abondante, elle est
en petite lamelles ou aiguilles soulignant une schistosité
fruste.

---

- 98 -
~~b~~~~!~~ est en grains ou en tâches dans la roche.
Elle se rencontre aussi dans les microfractures.
L'ensemble de la roche est ponctué d'opaques et
envahi par de la matière charbonneuse
(graphite ?).
Il arrive de rencontrer des formes envahies par la
séricite. Serait-ce des fantômes de minéraux?
(peut-être des
feldspaths ?). Malheureusement rien dans la lame,
ne nous per-
met de préciser leur origine.
5.6.2.4 - Faciès particulier
5.6.2..4.1- Généralités
Sous cette désignation,
nous définissons un quartzi-
te à cummingtonite, minéral dont la présence paraît aberrante
dans le contexte général du métamorphisme de la région étudiée.
5.6.2.4.2 - Pétrographie
A l'affleurement,
c'est une roche de couleur sombre,
présentant un débit en plaquettes,
conférent à la roche un
faciès de schiste plutôt que de quartzite.
La composition
minéralogique est la suivante
:
Quartz
Epidote
Cummungtonite
Pyrite
~~_g~~~~~ est xénomorphe, plus ou moins allongé,
à bord suturé avec des bandes de déformations parallèles à
l'allongement.
~~_~~~~!~9~~~!~~ est prismatique, parfois fibreuse
légèrement jaunâtre avec un clivage longitudinal. Elle est lé-
gèrement pléochroïque.
~~~e!~~~~ est souvent associé
a la cummingtonite.

---

-
99 -
~~_EY~i!~ se présente en amas ou en aiguilles
elle
peut être visible à l'oeil nu sur l'échantillon.
La présence de la cummingtonite dans ce quartzite
qui affleure non loin d'un quartzite commun pose un problème.
En effet l'association quartz-cummingtonite-épidote exprime un
métamorphisme dont l'intensité atteint le début du faciès
almandin-amphibolite~Or dans les quartzites communs affleurant
non loin de là
(1000 m environ),
on observe un métamorphisme
plus léger, du faciès schiste vert avec la paragenèse quartz-
biotite-séricite-épidote comme dans l'ensemble des formations
métamorphiques de la région.
Deux roches si proches l'une de l'autre,
ne peuvent
avoir réagi aussi différemment au métamorphisme.
Il existe donc
une ou des causes à leur contraste métamorphique.
Plusieurs
hypothèses peuvent être envisagées
L'hypothèse d'un métamorphisme de contact ne peut
être retenue car le quartzite commun est relativement plus pro-
che du massif granitique que le quartzite à cummingtonite.
L'hypothèse d'une faille à jeu vertical
ne s'accorde
pas non plus avec la logique du terrain même si les affleure-
ments sont assez proches du trajet de la faille du Sassandra
cette hypothèse suppose en effet deux niveaux de quartzites
suffisamment éloignés l'un de l'autre dans le temps,
ce qui n'a
jamais été observé sur le terrain hormis les quartzites à magné-
tite associés aux gneiss qui constituent le substratum.
L'hypothèse d'une cristallisation liée à la composi-
tion chimique ne peut être elle aussi retenue car d'après
WINKLER (1965)
la roche transformée dans ce cas est une ultra-
basite ; ce qui se conçoit difficilement si le résultat
est
un quartzite.
Il reste la possibilité d'une variation de l'inten-
sité du métamorphisme très localisée et dont les causes restent
inconnues dans l'état actuel de la connaissance du terrain.

---

- - - - - - - - -
-
- -
-
100 -
5.6.2.5. - Associatiomminérales
Dans le tableau 10 ci-dessous nous avons mentionné
les associations minérales rencontrées dans les différents fa-
ciès.
Il est évident qu'à ces minéraux s'ajoutent pour tous
les faciès le quartz qui est la phase minérale principale de
ces roches, de même que le sphène et le zircon, comme minéraux
accessoires les plus fréquents.
A propos de cette phase acces-
soire,
rappelons qu'elle ne se rencontre pas dans tous les
faciès
(cf. paragraphes précédents).
On remarque,
au vu
de ce tableau, que les quartzites
d'Odienné ont été affectés par un métamorphisme de faible in-
tensité comme les autres formations de la série. La cristalli-
sation du grenat est liée a l'existence de niveaux de composi-
tion particulière.
Quant a la cummingtonite, elle semble liée
à une évolution très localisée.
)
Bio-
Musco- Plagio- Cumming
Tourma
D'autres
)
Faciès
tite
vite
clase
tonite
Grenat line
minéraux
)
)
Faciès commun
+
+
Hémati te (?)
)
)
)
Faciès micacé
+
+
+
+
Hématite(?}
)
-
)
)
)
Faciès carboné
+
+
+
Héma ti te (?)
)
-
-
trainées
)
)
charbonneuses)
- opaques
)
)
)
)
Faciès particu-
-
Pyrite
+
)
Uer
-
Epidote
)
)
Tableau
13
Associations minérales des différents faciès de
quartzites étudiés.

---

- 101 -
5.6.3 - Etude chimique
5.6.3.1 - Composi tians chimiques
Dans le tableau
11 nous avons reporté quelques analy-
ses de quartzites; on notera au vu de ce tableau,
le caractère
moins siliceux,
très alumineux,
potassique et surtout très peu
sodique du faciès micacé par rapport aux autres faciès à une
exception près
(Po102A). Ce qui rend bien compte de la composi-
tion minéralogique où la muscovite,
mica alumineux,
joue un
rôle important. Quant au faciès carboné,
il présente un taux de
fer assez important certainement lié à l'hématite et aux opaques.
Eléments
Po154
Po14
536
Po888
Po114
Po115
Po102A 530
529
.. ..
..
•
•
•
.. J< X
;
5i0
95,83
2
96,82
94,89
78,78
74,62
76,32
98;05 87,06
83,68
;
.
A1 0
Tr
0,62
2
Tr
3
10,77
12,82
12,59
0,15
Tr
Tr
Fe 0
1,B3
0,58
1,59
1,73
2 3
3,16
1,68
0,48 10,06
12,43
FeO
0,32
0,34
1,84
0,27
0,21
0,32
1,02
1,57
1,98
MnO
0,01
0,01
0,06
0,06
0,07
0,05
0,02
0,02
0,03
f
MgO
Tr
Tr
Tr
0,48
0,64
0,32
0,03
Tr
Tr
CaO
0,56
0,56
0,56
0,45
0,22
0,22
Tr
0,56
0,56
Na 0
0,06
0,08
0,33
0,16
0,18
2
0,25
Tr
0,02
0,02
K 0
0,28
0,18
0,02
4,46
4,22
2
4,62
0,02
0,02
0,02
Ti0
Tr
0,20
0,32
0,28
0,64
0,32
2
0,08
0,20
0,32
P 0
0,13
0,25
2
0,25
0,10
5
0,35
0,12
Ir
0,22
0,22
P.F.
0,36
0,35
0,22
1,86
2,42
2,40
0,5
0,13
0,42
Total
99,38
99,34
100,08 99,67
29,55
99,21
99,35
99,86 99,68
Tableau
14
:
Compositions chimiques des quartzites.
..
f.
commun
_ f. micacé
x f.
carboné

---

- 102 -
5.6.3.2 - Caractères géochimiques
Nous menerons cette étude,
à travers deux diagrammes
le diagramme de Pettijohn et le diagramme des Alcalins.
5~6.3.2.1 - Diagramme de Pettijohn.
L'auteur utilise les relations entre Fe 0 ,
FeO,
MgO
2 3
d'une part et Si0
d'autre part pour établir une approche théo-
2
rique de l'origine des roches exogènes.
Dans ce diagramme les
points figuratifs des quartzites de la région étudiée se répar-
tissent en trois groupes
(l,
II et III)
bien distincts et ne
présentant aucune zone de passage.
Le groupe l
se rapporte à la zone des "orthoquartzi-
tes"
(1). Ce groupe correspond pétrographiquement aux échantil-
lons que nous avons désignés comme quartzites communs et qui
sont essentiellement constitués de quartz et de rares minéraux
de biotite et chlorite.
Le groupe I I correspond a un échantillon pres aux
quartzites micacés. Ce groupe montre dans le diagramme une ten-
dance a l'arkose ou au granite.
Cependant la teneur en Na 0
2
très faible l'en empêche. Cette faiblesse de la teneur en
sodium peut trouver son explication dans une migration avant,ou
au cours du métamorphisme.
Quant au groupe III,
il correspond aux quartzites
carbonés
i
il se situe à l'écart de la lignée de référence sans
rapport avec les roches repères. On remarque cependant une
évolution importante dans le sens du paramètre Fe 0
+ FeO + MgO,
2 3
ce qui laisse supposer un caractère ferromagnésien.
Certes
ces quartzites contiennent de la biotite comme nous l'avons
signalé dans l'étude pétrographique,
mais cette biotite ne
justifie pas l'importance du paramètre pour ces roches.
Il
faut donc penser que cette tendance vers Fe 0
+
FeO + MgO est
2 3
surtout liée à l'hématite observée dans la roche.

---

Fe203 + FeO + MgO
-
103 -
j
'"
--oCC
20
\\o ~
\\
\\
\\
I I I
10
\\
~
Pelite
b 0 grauwacke
\\
\\
\\ '0 ~6 II
'~ arkose
l
........
orthoquartzite
O ........
-
----.-----.---r---..-------r---li:~--~
40
60
80
100
Si02
Musc
QUARTZ
Fig 13
Répartition des quartzites associés aux métavol8anites d'Odienné dans le
diagramme
de
PETTIJOHN.
Les
échantillons
sont
sollicités
entre
les
pôles
biotites, muscovites et quartz.
,
:~
i
.("';
An
-<t ---'7
6°1
Ab
_ - -
1
' "
+100
Secteur sédimentaire
1 Mus
40
"
11
C. Colcoi, ••
20..J
Q. Quar'l'i'es
1
G. G,è.
1
1
40
40
Fig 14 : Répartition des quartzites associés
aux métavolcanites d 'Odienné, dans le
20ï
diagramme des alcalins de H de la
1
I I
Roche (1964) - Ce diagramme est basé sur
le comportement différentiel de l'alumine
et des alcalins et discrimine ainsi les
40-'
domaines sédimentaires et ignées.
60

---

-
104 -
Par ailleurs,
si on se refère au paramètre 5i0
, ce
2
groupe se rapproche du groupe 1.
Ce diagramme laisse entrevoir donc deux origines possi-
bles des quartzites étudiés:
-
une origine liée à l'arkose ou au granite pour le
groupe II
-
une origine liée au grès quartzeux pour le groupe
1 et de façon moins nette pour le groupe III.
5.6.3.2.2 - Diagramme des alcalins de H.
La ROCHE (1968)
Dans ce diagramme,
les trois groupes obtenus dans le
diagramme précédent
fusionnent pour n'en
donner que deux:
les
groupes 1 et III
sont confondus et se regroupent autour du quartz
alors que le groupe II
est décalé vers le pôle muscovite.
Cette
déviation est caractérisée par le rôle de la muscovite (apport de
Al.).
Par ailleurs l'ensemble des points
figuratifs se situent
aux environs immédiats de la droite Al/3- Na , ce qui
signifie un
comportement différentiel
très marqué de K et Na.
Alors que K est en grande quantité,
Na est en quantité
très
faible.
Cela peut s'expliquer par la destruction du plagio-
clase suivie de la
formation d'abord de minéraux phylliteux
(ou
de FK) qui
retiennent dans leurs
réseaux le potassium.
Du groupe formé par l'association de 1 et III,
il se
dégage un caractère de pureté,
exprimée par la proportion très
élevée de quartz.
D'après les auteurs,
la genèse des quartzites purs peut
s'exprimer de deux
façons:
-
érosion et
recyclage d'anciennes arénites présentant
déjà une forte maturité
;
-
érosion à la suite d'une lonque m~turation chimique
et mécanique.

---

- - - - - - - - - - - -
-
-
105 -
Les deux hypothèses donnent en fait de grandes
mas-
ses de quartzites purs. Or les quartzites d'Odienné affleurent
en bancs de faible étendue et ne sauraient s'interpréter par
ces deux hypothèses.
D'après les résultats pétrographiques, nous remarquons
une texture en mosaïque ou engrenée, la biotite, muscovite et
chlorite en position intergranulaire. Nulle part il n'a été
observé de croissance de quartz autour d'un noyau détritique,
observation qui aurait légitimé une interprétation purement
sédimentaire des quartzites.
Par contre,
les caractères lithologiques
(intercalationd
entre les formations volcaniques, passage progressif entre
les tufs rhyolitiques et les quartzites),
et pétrographiques
(grains fins,
présence de pyrite, magnétique et matière orga-
nique)permettent de suggérer une origine par exhalaisons vol-
caniques associées à des sédiments plus ou moins pélitiques.
On peut ajouter pour les quartzites carbonés que le
dépôt s'est fait de toute évidence dans un milieu euxinique.
5.6.3.3 - Conclusion
D'après ces différentes observations, et en réfé-
rence aux résultats de l'étude pétrographique et chimique, on
peut admettre pour les quartzites étudiés une origine double:
exhalative et sédimentaire.

---

-
106 -
6.1 - Introduction
Deux faciès de schiste ont été observés dans la zone
étudiée:
les schistes sériciteux et chloriteux qui ont été
rencontrés en débris sur la latérite ou en altérite dans les
puits creusés par la SODEMI
(Mission Dyenguelé)
et les schis-
tes carbonés, associés aux métavolcanites.
6.2 - Les schistes sériciteux chloriteux
Ces schistes n'ont pas été observés en l'affleure-
ment dans la zone étudiée. Leur existence,
ne fait cependant
aucun doute puisqu'ils se rencontrent en pierres volantes ou
altérites. Leur grande sensibilité à l'altération est certai-
nement la cause de cette absence. Par ailleurs Soulé de Lafont
a signalé dans la région de Bondoukou que ces schistes sont
parcourus par de nombreux filons quartzeux. Par conséquent
les grandes zones sans affleurement,
latéritisées avec de
nombreux filons
quartzeux pourraient représenter. des schis-
tes sériciteux chloriteux.
Du fait du manque d'affleurement,
les relations entre
les schistes sériciteux-chloriteux et les autres formations
sont difficiles voire impossibles à établir. Les positions
adoptées par les auteurs sont plus ou moins subjectives.
6.3 - Schistes carbonés et métaphtanites
Ces niveaux affleurent très discrètement et la dis-
tinction entre ces deux est plutôt délicate.
D'une façon générale ce sont des roches présentant
une structure schisteuse, des filonnets de quartz microplissés.
La composition minéralogique est caractérisée par l'importance
du quartz auquel sont associées des traînées de grains de gra-
phite, des paillettes de séricite muscovite et dans certaines
lames des aiguilles ou lamelles de biotite, localisées dans
des microfractures.

---

-
107 -
Le quartz des filonnets apparaît tardif par rapport
au quartz de la roche ;
i l est dépourvu de matière charbon-
neuse qui pigmente l'ensemble de la lame. On remarque aussi
des nids de quartz en mosaïque et des traînées d'oxyde brûnatre.
Tous les intermédiaires entre schistes carbonés,
métaphtanites
et quartzites carbonés décrits plus haut existent
Sur le terrain, ces formations graphiteuses sont associées
aux autres métasédiments
(quartzites,
tufs . . . ) avec lesquels
elles partagent,
semble-t-il,
la même position stratigraphique
à tel point que certains,
les ont considérés comme niveau re-
père dans les métasédiments birrimiens.
Cependant,
les sondages réalisés par la SODEMI dans
le Bagadian
(Odienné)
ont montré que ces roches graphiteuses
apparaissent en lentilles.
Il s'agit donc d'un faciès localisé
ne pouvant pas constituer un niveau repère à
l'échelon ré-
gional.
Comme nous l'avons déjà signalé pour les quartzites
carbonés,
leur origine est liée à une sédimentation carbonée
qui s'est faite dans un milieu euxinique.Le .caractère réducteur de ce
milieu, dû à l'absence d'oxygène favorise la conservation de
la matière organique qui est absorbée ensuite par les sédiments
qui sont ici argileux ou siliceux.
La présence de ces niveaux gra~hiteux permet de dire
sans risque de se tromper, qu'à la fin du volcanisme dans la
région étudiée,
il s'est formé de petits bassins fermés ou
semi-fermés dans lesquels ont sédimenté ces niveaux graphiteux.
L'origine de ces bassins reste à déterminer.
Total
594
73,30 13,39
2,86
0,45 0,05 0,24 1,00 2,40
3,75 0,48
1,19
1,14 99,25
Tableau 15
Analyse chimique d'un schiste carboné.

---

-
108 -
F -
CARACTERES PETROCHIMIQUES DES METAVOLCANITES
D'ODIENNE,
TYPOLOGIE DU VOLCANISHE.
1 - GénéJtaü:téA
De l'observation des
résultats d'analyses chimiques
(tableau nO 16) plusieurs remarques s'imposent,
dont les
principales sont les suivantes
:
-
Les valeurs moyennes de Na 0 avoisinent 4 %,
2
ce qui d'après BIRNEY
(1969)
et FOREES
(1969)
est une carac-
téristique des séries calco-alcalines des régions continen-
tales et orogéniques.
-
Par ailleurs,
on observe une certaine dispersion
de Na 0 et K 0 surtout lorsque les
teneurs sont élevées,
fait
2
2
déjà signalé par
I.
YACE
(1976)
dans les métavolcanites de
Toumodi
(centre de la Côte d'Ivoire)
et dont il attribue les
causes à
trois phénomènes possibles
:
influence du métamorphis-
me,
influence de la sédimentation,
présence de plusieurs séries.
-
Enfin, on rel~ve un léger enrichissement en fer
des basites vers les
termes
intermédiaires.
Ce phénomène
d'enrichissement au cours de la différenciation est considéré
par les auteurs comme une
tendance
tholéïtique du volcanisme.
De ces différentes remarques,
il ressort une sorte
de dualité de comportement des
formations volcaniques:
ten-
dance calco-alcaline pour les uns,
tendance tholéïtique pour
les autres.
C'est pour essayer de dégager la signification de
ces différents comportements
et de préciser l'évolution
et le caractère du volcanisme dont sont issues ces formations
que nous avons
traité dans
un certain nombre de diagrammes
ces résultats analytiques.
Les diagrammes retenus
l'ont été,
soit pour leur pouvoir de discrimination des séries magmatiques,
ou des séries magmatiques ct des séries sédimentaires;
soit
pour l'intérêt qu'ils présentent dans la caractérisation du
volcanisme.

---

-
109 -
2 - V~g~amme Ai, K, Na (de ia ROCHE 1968)
Dans ce système conçu par de la
ROCHE
(1968),
le
comportement géochimique différentiel de Al,
Na,
et K dans
les domaines profonds et superficiels est mis en évidence.
Ce qui entraine une discrimination entre les formations
sédimentaires.
D'autre part,
à l'intérieur des formations
ignées,
il discrimine les séries spilites-kératophyres des
séries laviques normales.
Dans ce diagramme Al,
Na,
K,
les métavolcanites
d'Odienné se déploient aussi
bien dans le domaine des roches
ignées que dans celui des roches sédimentaires avec
toute-
fois une plus grande densité de points dans le domaine igné
ils s'enracinent dans la zone des basaltes et se distribuent
jusqu'à la
zone des rhyolites,
de part et d'autre de la ligne
moyenne calco-alcaline.
Ceci concorde avec les observations pétrographiques
où les
termes rhyodacitiques,
dacitiques et andésitiques sont
nettement plus importants que les
termes basaltiques et rhyo-
litiques francs.
Par ailleurs, quelques échantillons dérivent vers
les
zones des spilites et des kératophyres.
Cette dérive
sodique ne se
traduit pas pétrographiquement dans les méta-
basites. Peut-&tre qu'il s'aqit d'une albitisation voilée
par le métamorphisme.
Selon
I.
YACE
(communication orale)
ce sont des métavolcanites basiques qui ont acquis une com-
position chimique spilitique par métasomatose
tardi-postrnag-
matique de m&me nature que celle d'autres roches de la région.
De
nombreux échantillons sont décalés vers le domai-
ne ùes roches sédimentaires,
dans l'aire des arkoses et des
shales.

---

-
110 -
Cette dérive vers le domaine sédimentaire est due
soit à l'altération superficielle dont les roches ont fait
l'objet avant le métamorphisme,
soit à une caractéristique
du magmatisme ou encore à une influence de sédiments associés.
~
•
M
An
~
- _-4
.
<
1
Ab
- -
, - .100
Sec leur sédiment:lire
1
"
BO
o
0
. /
0
0
cP
0
0
0
0
0
-BO
0
0
•
Métavolcanites "basiques·
-nO
o Métavolcanites "acides"
-100
.0
Fig. 15
Situation dos motavolcanitos d'Odlonno dans la diagramme
AI/J K. AIIJ Na do H do la ROCHE (1960)
<D R. (gAiu calco-alcallu
(î)
R. Igain alcallus sodiques
Q)
YolcaAlsmt splUt/que

---

111
..
,-
16
u
.. Métavolcanites "basiques"
o
o Métavolcanites "acides"
~
lo<:
•o~ t2
%
tO
10
:0
&
/ oo 0
6
..
CD
/'
D
1 Champs des séries alcalines
o
Il
Champs des séries subalcalines
/
JfJf
2
/
®
o-L---.----.-----,,'s---..----s,.s---.,.----6's---.....----::'7s=----,.------:&:.:s:---..---~9"!.s=---'l
3 s
16
Distribution
des
métavo1canites
d 'Odienné dans
le diagramme Na20
+
K20 = F (SiÜ2)
Ide
KUNO
(1968).
En
encart,
la
nomenclature
des
roches
volcaniques
normales
·c'est-A-dire
~otassiques· d'après cox K.G. et Al 1979

---

-
112 -
Dans ce diagramme,
les points figuratifs des méta-
volcanites d'üdienné se situent en dessous de la limite de
IRVINE et BARAGAR (1971)
c'est-à-dire dans le champ des
séries subalcalines. Ces résultats excluent l'idée d'une
série alcaline,
mais ne permettent pas une caractérisation
dans le détail car dans le champ des séries subalcalines,
se développent les séries calco-alcaline et tholeïtique.
Par ailleurs,
si on se refère aux grjlles de la
classification établies par K G Cox et Al
(1979)
on s'aper-
çoit que les métavolcanites d'üdienné se situent en majorité
dans la zone des basaltes andésitiques, des andésites, des
dacites et des rhyolites avec quelques
termes seulement se
situant dans la zone des basaltes et des trachyandésites
(fig .1 6 ) .

---

113
Fig
17
Grille
de
classification
des
roches
ignées
dans
le
diagramme Q.F de
la
ROCHE
(1964)
-
Le
réseau
de
référence
est
établi
à
partir
des
composi-
tians
moyennes
des
roches
communes.
Les
traits
en pointillé sont
établi
à
partir
du
paramètre
Na
+
K
(conf
annexe
p 267)
et
déf inissent
des
surfaces médianes au voisinage desquelles se distribuent des roches
commu-
nes.
~---.-----------.---------:--'--------r---
300
-~o
1
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l
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1-
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\\
PER AC II) lT ES
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114 -
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li)
400
... Métavolcanites "basiques"
o Métavolcanites "acides"
300
o
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o
o
o
•
•
o
o
o
•
o
• •
0 0
100
o
.....
.110
0
.. .
..;... ... .
•••• •
.. . .
•
••
•
•••
•
•
-300
-200
-100
o
100
K • 1NA· CA J
Fig 17 bis
Distribution des métavolcanites d'Odienné dans le diagramme Q.F de H
de
la
ROCHE
(1964).
On
remarque
aisement
l'évolution
silico-potassique
de ces formations qui se repartissent de la zone des
Diorites Diorite -
quartz et syénodiorites
(basaltes et andesites) à
la zone des adaméllites
et des granites ( dacitcs
et rhyolites).

---

-
115 -
4 - v.i.agJ1.amme. Si..13 - (Na + K + 2 Cal3 ) 1 K - (Na. + Ca)
Dans ce système graphique les points représentatifs
des métavolcanites se distribuent d'un pôle basique à un
pôle acide,
dégageant le caractère saturé du volcanisme.
Dans le détail,
on remarque que les points se loca-
lisent beaucoup plus dans les aires des
termes andésitiques
et rhyolitique
i
avec des sollicitations vers les
trachyan-
désites. Ces dérives
traduisent une prédominance du potassium
sur le sodium et le calcium. Ce fait est en liaison soit avec
une microclinisation
plus accentuée,
soit avec une perte
de sodium due à l'altération.
D'autre part,
on observe une évolution silico-potas-
sique qui
traduit un développement du quartz et du feldspath
potassique lors du fractionnement des autres minéraux.
Ce
qui explique nous pensons,
l'abondance des
termes rhyodaci-
tiques par
rapport aux
termes dacitiques.
Enfin,
a
l'analyse des points représentatifs,
il
apparaît que les échantillons situés dans la
zone des basal-
tes présentent des compositions chimiques sensiblement dif-
férentes des "high alumina basalts" definit par Kuno
(1968).
5 - V-iagJ1.amme. Rl R2
Dans le diagramme
R1
R2,
les métamorphites birri-
miens d'Odienné montrent une
très grande dispersion.
Ce qui
dénote un caractère assez complexe,
soit des formations,
soit des phénomènes qui
les ont affecté au cours de leur
histoire.
Il est à noter cependant que la majorité des points
se situent au-dessous de la première bissectrice,
zone qui
équiv~ut au plan critique du tétraédre de YODER et TILLEY
(1962). Ce plan sépare les basé:lltcs alcalins à olivine des
basaltes tholéïtiques
; autrement dit le domaine alcalin du
subalcalin.

---

116
~irlt! d!cdlinr
30U3 sdturù
1000
Rhyol,le +
Fig 18 a - Situation des séries évolutives
ROCHE et LETERRIER (1973).
2LOO
2200
i<
i<
2000
i<
iC
-i<
1800
+:
iC
+:
iC
iC
+te
iC
1600
+: +:
+:+:
~ +: ~-
+:
iC
iC
11.00
+:
iC
iC+ AT
iC
iC
iC
iC
iC
+AC
1200
-a
iC
iC
1000
iC
iC
iC
iC
+ 0
a
iC
0 0
BOO
0
iC
-+<
a
a
l§l a
a
a
00
a
a
a
a
00 0
600
a
+:
+ R
iC
a
+0
a
fi
a
a
0
a
0 0 0
0
1.00
CD
1.00
600
800
1000
1200
u.oo
1600
1900
2000
2200
21.00
2GOO
2800
R J
Fig 18 b - Les métavolcanites d'Odienné dans le diagramme RI R2 de H de la ROCHE et
J. LETERRIER (1973)
+ AT Posit ion moyenne des andésites tholéit iques
+ Ac-Andésite calco-alcal ine:+O = Oacite R = Rhyolite (ct Fig 18 a).

---

-
117 -
Si l'on compare cette répartition des points figuratifs des
métamorphites d'Odienné,
aux
tracés de références des lignées
établies par La
ROCHE et LETERRIER
(1973)
on remarque
-
d'une part,
une plus grande sollicitation vers la
lignée
tholéïtique au niveau des andésites,
alors que les
basaltes et rhyolites présentent un caractère plus calco-alcalin
-
d' au tre par t on remarque une î n~Jortante dévî at; on des rhyo-
lites vers le pôle albite-orthose.
Cette déviation pourrait
s'expliquer par l'intense microclinisation qui a affecte ces
formations
(cf. étude pétro.).
Le diagramme
R1
R2 met en
évidence le caractère complexe et intermédiaire du volcanis-
me de la zone d'Odienné.
6 - ~-i.agJtamme. A. F.M •
Dans le diagramme A.F.fI1.,
les points représentatifs
des métavolcanites de la
région d'Odienné,
se distribuent
essentiellement dans le domaine des séries calco-alcalines avec
quelques points cependant dans le domaine
tholéïtique.
Par ailleurs,
on remarque que les échantillons
déviés dans le domaine des
tholéïtes ne sont pas
toujours
caractérisés par un enrichissement en fer
comme cela devrait
être le cas. Mais plutôt par des
teneurs
relativement faibles
en alcalins
; ce qui entraîne évidemment un pourcentage plus
elevé de Fe.
En référence à ces résultats et à ceux obtenus dans
les diagrammes précédents,
on peut conclure que le volcanisme
de la rég ion d' Gd ienné es t
à domi na:, te _ ca lco-a lca li ne avec tou te
fois un caractère intermédiaire assez marqué, ce caractère
intermédiaire peut s'expliquer:
par l'existence d'une série
complexe
(deux par exemple)
comme l'ont décrit S.
LEMOINE
(1986)
dans la région de Dabakala,et Fi\\I3HE R.
(communication
orale)
dans le Yaouréjune série
tholoïtique à la base et une
série calco-alcalino au sommet,ou par une perturbation liée
aux phénomènes postmagmatiques qui ont affecté ces formations.
L'" pre:q;l"re hypoth~se nous seinblela plus proi),lble.

---

-
118 -
F
A
M
Fig" 19
les métavolcanites d"Odienné dans le diagramme NOCKOlD et AllEN (1953)
A a Na20 + K20 ,
F a Fe203 + FeO •
M a MgO
Domaine Tholeitique
Il
Domaine Calco-alcalin d"après KUNO (1968)
•
Métavolcanites "basiques"
,0 Métavolcanites "acides"

---

-
119 -
E - COMPARAISON DU VOLCANISME EBURNEEN DE LA REGION
D'ODIENNE AVEC DES VOLCANISMES EBURNEENS DANS D'AUTRES
REGIONS DE COTE D'IVOIRE.
1 - Intltodu..c.tion.
Le volcanisme éburnéen a
fait
l'objet de plusieurs
études dans diverses régions d'Afrique.
Les résultats auxquels
aboutissent généralement les auteurs,
tendent à prouver la simi-
litude des caractères sur l'ensemble du continent africain.
Il
demeure cependant des lacunes dans la connaissance de la lithos-
tratigraphie
; ce qui ne permet pas le suivi de l'évolution mag-
matique dans le temps.
2 - Voic.a.n.-wme. é.buJl.n.é.e.n. e.n. Côte. d' l vo.ve.e.
YACE l,
(1976)
a caractérisé le volcanisme éburnéen
dans les parties centrale et méridionale de Fettekro
(Toumodi)
comme étant une série intermédiaire à dominante calco-alcaline de
type gabbro-rhyolite,
dans lequel les termes gabbroïques recouvrent
les termes intermédiaires andésitiques et dacitiques.
Il propose
d'étendre les conclusions de son étude à l'ensemble de la Côte
d'Ivoire;
"étant donné,
écrit-il,
l'identité des caractères des
sillons birrimiens où se localisent les roches volcaniques à tra-
vers toute la Côte d'Ivoire".
Ce volcanisme se caractérise avec
quelques nuances selon l'auteur par:
-
l'absence ou la
rareté des roches ultrabasiques,
des
spilites,
des kératophyres,
de certains minéraux symptomatiques
tels que l'olivine et de certaines structures telles les pillow-
lavas
-
le caractère de subordination des andésites.
Plus au nord de cette zone,
Serge LEMOINE
(1982/1987)
a mis en évidence une bimodalité assez nette dans le volcanisme
birrimien
; à la base une série tholéïtique et nu sommet une
série calco-alcaline.

---

-
120 -
FABRE
(1986),
dans le Yaouré
(Bouaflé) VIDAL
et ALRIC
(1986)
obtiennent des résultats analogues.
Mais dans les deux cas,
les auteurs observent des niveaux de roches calco-alcalines in-
terstratifiés dans la série tholéïtique.
3 - En A6~~que
Au Soudan,
dans le complexe volcano-sédimentaire d'Ariab-
Arbaat,COTTARD F.
et al.
(1986) décrivent deux séries bien
indi-
vidualisées
: une série tholéïtique à la base et dans la partie
supérieure une série calco-alcaline.
KARSCHE J.P.,
et al.
(1986) ont mis en évidence dans les
sillons birrimiens de BOUROUM et de YALOGO
(Burkina-Faso) la même
succession, et ont proposé un modèle d'évolution géodynamique pro-
che du modèle de KROENER
(1983)
dans les séries volcano-sédimen-
taires du protérozoïque inférieur,qui se résume en
une évolution
en quatre phases
:
- individualisation par distension et amincissement
mise en places des premières venues tholéïtiques
- développement maximal
du
rift
émissions tholéïti-
ques type MORB
- début de fermeture avec les dernières tholéïtes
fermeture du
rift avec délamination et subduction
magmatisme calco-alcalin.
4 - Cone~~on
Comme on le voit,
le volcanisme éburnéen d'Odienné pré-
sente dans les grandes lignes,
une certaine analoqie de caractè-
res avec les volcanismes des sillons évoqués ci-dessus.
Il
est à
souligner cependant que dans le cas du volcanisme d'Odienné,
la
succession série tholéïtique,
série calco-alcaline n'est pas tr~s
évidente.
Cette faiblesse dans la discrimination des deux séries
est liée soit 8 un effet d'échantillonnage (affleurements consti-
tués essentiellement de formations de la partie supérieure),
soit
à
une particularité de la région.
Par ailleurs le mod~le de KRONER
ne peut pas s'appliquer dans sa totalité.

---

121
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Fig 20 : Comparaison du volcanisme éburnéen
d'Odienné
avec
les
volcanismes
éburnéens
de Toumodi (CI) Yalogo et Bouroum (FASO) et
F
Ariab (Soudan) -
a - série calco-alcaline de Yalogo (KARSCHE et al 1986
b -
série calco-alcaline de Bouroum
c
-
" et Tholéî tique de Ariab (COTTARD-86!
d
Tholéitique de Yologo (KARSCHE 1986)
e
-
Tholéîtique
de Bouroum (KARSCHE 1986)
f
..
de Toumodi
(YACE 1976)
g - volcanisme d'Odienné.
A
9

---

-
122 -
Nous penchons plutôt pour la 1ère hypothèse,
qui
trouve
sa justification dans l'affaissement du sillon volcanique d'Ddienné
d'après TAGINI
(1982),
de telle sorte que seules les roches de la
partie supérieure du complexe affleurent.

---

-
123 -
F -
CONCLUSION DE L'TUDE DES METAMORPHITES
De l'étude des métamorphites,
il ressort
les
remarques
suivantes
1 -
Nature des
roches
Dans les métamorphites de la
région d'Odienné,
il
faut
distinguer,
les grands ensembles lithologiques ci-après
-
les reliques du socle libérien,
représentés par
d'anciens dépôts chimiques
(silice +
fer)
et pélitiques
-
des produits volcaniques
à
caractère acide et basiques,
associés à des sédiments au sens strict et des produits volcano-
sédimentaires
-
des intrusions magmatiques basiques
et acides.
2 - Métamorphisme et réactions secondaires
2.1
-
Introduction
Les métamorphites que nous venons d'étudier,
se caracté-
risent,
suivant leurfaciès lithologique,
par des
associations mi-
nérales qui sont la conséquence et le reflet des
transformations
subies. Ces paragenèses minérales peuvent
~tre classées
en deux
ensembles
-
les paragenèses observées dans
les
formations
libé-
riennes
-
les paragenèses observées dans les
formations
éburnéennes.
2.2 -
Dans les
formations
libériennes
Les paragenèses observées sont
; pour les quartzites à
magnétite,
quartz,
magnétite,
orthopyroxène ferrifère et grunérite;
pour les gneiss alumineux,
sillimanite,
cordiérite,
grenat
et gra-
phite. Ces paragenèses sont du
faci~s qranulite,
largement décrit

---

-
124 -
par J.
CAMIL
(1982) dans la région de Man.
La grunérite observée
semble liée à une retromorphose secondaire des
orthopyroxènes
ferri fères.
La présence de la cordiérite témoigne
d'un métamorphisme de
faible pression dans lequel
les
températures atteignent au moins
600°. D'après les calculs de J. CAMIL
(1984)
à
partir des
échan-
tillons de Man,
ces paragenèses ont pris naissance à des
tempé-
ratures comprises
entre 650°
et 750°
pour des pressions n'excédant
pas 7 kilobars.
Il s'agit donc d'un métamorphisme de basse pres-
sion et de température relativement élevée qUI
au vu des
études
actuelles caractérise
le faciès
granulite dans
le libérien de
Côte d'Ivoire.
2.3 -
Dans les
formations
éburnéennes
2.3.1
-
L'amphibolite de KERE
La paragenèse de cette roche est caractérisée par la
présence d'une hornblende verte qui
marque un
métamorphisme de
grade plus élevé que le reste des
formations basiques du birrimien
de la zone étudiée.
Il a été montré ailleurs
en
Côte d'Ivoire
(ALRIC et al.,
1986) que l'isograde sillimanite a été atteinte dans
les séries inférieures du birrimien.
Ces amphibolites
et les ortho-
gneiss qui
représentent la m~me intensité de métamorphisme pour-
raient représenter les complexes de base de la série.
2.3.2 -
Le complexe volcanique et volcano-
s éd i men ta ire.
L'étude pétrographique des
roches
de CP complexe a mon-
tré que certains niveaux de métaacidites sont à biotite albite-
quartz,
sans aucune trace de chlorite (Po 424).
L'absence de ce
min é raI dan s ces
ni vea u x lai s s e s u pro s e r
que n 0 u S
som mes
au d é but
du
faciès amphibolite.
Cela se confirme par
l'existence dans des
niveaux de schistes amphibolitiques,
d'amrhiboles plus proches de
la hornblende que de l'actinote.

---

-
125 -
Il existe cependant des
amphibolites ou autres
rriches es-
sentiellement actinolitiques
(ces
formations sont plus abondantes)
dans lesquelles ce minéral
est associé à de l'albite,
et à de
l'épidote. De toute évidence ces niveaux sont du
faciès des schis-
tes verts.
Il apparaît donc que le métamorphisme dans les complexes
volcaniques et volcano-sédimentaires couvre le faciès des schistes
verts et le début du
faciès des
amphibolites. Les
traces de chlo-
ritisation et le développement de grunérite au depend de l'OXP,
observés dans les
formations alumineuses peuvent être considérés
comme les
traces de retromorphose du
matériel libérien pendant le
métamorphisme éburnéen. Mentionnons par ailleurs que la staurotide,
signalée dans les concentrés lourds par la SODEMI
(Rapport 317 et
1974) n'a jamais été observée dans les
lames étudiées.
Problème du grenat
(dans le quartzite à grenat)
Comme nous l'avons vu lors de l'étude pétrographique,
l'association paragenétique à
laquelle est liée ce minéral dans
la roche étudiée est du type faciès
schiste vert.
Il ne s'agit
donc pas d'un
faciès métamorphique plus
élevé que celui qui affec-
te les
formations du complexe,
mais d'une variation paragenétique
dans le même faciès.
Les causes de cette variation doivent donc
être recherchées au niveau du chimisme des roches
transformées si
l'on raisonne en système clos.
D'après le littérature,
seul
les grenats riches
en
man-
ganèse sont stables dans les conditions de faciès schiste vert;
qui seraient par conséquent des spessartines. Malheureusement il
ne nous a pas été possible d'analyser
ce minéral. Cependant,
des
travaux de prospection
effectués dans
la
région ont révélé l'exis-
tence d'indices importants de manganèse.
Ce qui confirme l'idée
d'une cristallisation liée à
la présence du
manganèse.

---

-
126 -
3 - Déformations
et tectonique
La tectonique de
la
région d'Odienné,
tout comme dans
l'ensemble de la Côte d'Ivoire est dominée par
l'influence de
grands accidents ductiles généralement sénestres,
dextres dans
certains cas
(BARD,
1974),
LEMOINE
(1982),
VIDAL
(1984),
FABRE(1985).
L'analyse des photographies aériennes,
des images LANDSAT,
de la carte aéromagnétique
(POTHIN et TAHUA,
1987)
et
les données
de terrain,
mettent en
évidence dans
la
région
étudiée trois grandes
familles de
failles
de direction
N-S,
NNW-SSE et NNE-SSW.
Dans le
détail les
fractures
NNE-SSW et NNW-SSE sont dominées
respective~
ment par les
faisceaux de direction N100
à
20°
et N130 à
140°.
Quant à la direction N-S,
elle est celle de l'accident du Sassan-
dra,
accident ductile sénestre dont
l'effet domine toute la tec-
tonique de la région.
Il apparaît comme une succession de failles
décrochantes qui suivent la direction
Nord-Sud jusqu'au niveau de
la ville d'Odienné,
où
elles
se divisent en deux branches,
l'une
suivant le cours du baoulé et
restant N-S,
l'autre faisant
un cou-
de autour d'Odienné et devenant NNW-SSE.
L'accident du Sassandra
détermine des mylonites qui
se rencontrent dans
la partie en des-
sous d'Ddienné et sur le tracé de la branche NNW-SSE
(mylonite
GBAHALAN).
Il est polyphasé et la dernière activité a été datée à
1670 millions d'années par J. CAMIL
(1982).
La tectonique plicative n'a pas
fait
l'objet d'une étude
détaillée; signalons cependant qu'elle est polyphasée et se mani-
feste sur le terrain par des plis centimétriques à métriques,
le
plus souvent asymétriques.
Des
filons
de quartz boudinés,
une
linéation minérale et une schistosité assez nette témoignent de
l'intensité des phénomènes de contrainte dont
les couches ont fait
l'objet. A l'échelle de la lame mince,
ces contraintes se tradui-
sent par des étirements ou des déformations de minéraux.
Ainsi,
on
observe des quartz en
rubans avec des bandes de déformation,
des
plagioclases tordus ou cassés avec des décalages de macle,
des mi-
cas tordus,
souvent en S.
Ces
figures
confirment le caractère ci-
saillant des déformations.
Cnfin le pendage des
couches est généralement subverti-
cal
(
ROO).

---

-
127
-
4 - Essai de lithostratigraphie
Il convient de souligner la difficulté à établir dans
cette zone,
une stratigraphie rigoureuse basée essentiellement
sur des observations de terrain
et l'étude pétrographique.
Cette
difficulté est liée aux mauvaises conditions d'affleurement des
roches birrimiennes,
à
l'absence d'affleurements continus due à
la
présence de nombreuses cuirasses latéritiques et enfin à
l'absence
de critère de polarité.
Malgré tout,
nous avons essayé de proposer une stratigra-
phie basée sur nos investigations et les travaux antérieurs,
sur-
tout ceux de COUTURE et de la SDDEMI.
Ainsi,
nous distinguerons
à
la base les quartzites à ma-
gnétite et les gneiss alumineux constituant des éléments de l'an-
cien socle libérien
repris pendant l'orogenèse éburnéenne.
Sur ce
stratum se mettent en place les amphibolites de
type KERE,
les
orthogneiss,
le complexe volcanique et volcano-sédimentaire et les
formations sédimentaires
(s.s.).
5 -
Apport de la géochimie
L'étude chimique et géochimique des métamorphites de
la région
d'Ddienné a permis de mettre en évidence:
-
l'analogie chimique entre les quartzites à magnétite,
les gneiss alumineux d'Ddienné et ceux de la région de Man
la tendance granodiorite - adamell~t~ des orthogneiss
- la grande dispersion des
teneurs de Na 2D et K2D dans
les métavolcanites birrimiens
-
un volcanisme à caractère intermédiaire entre les
séries tholéItiques et les séries calco-alcalines
mais avec une
dominante calco-alcaline. Le contexte géodynamique semble en rela-
tion avec les grands accidents cisaillants qui ont affecté la
Côte d'Ivoire.

---

-
128
-
6 -
ESSAI DE PALEOGEOGRAPHIE
Au vu des résultats de l'étude des métamorphites,
l'histoire birrimienne
de la
région d'Odienné pourrait se
résumer comme suit.
Le cycle débute par des phénomènes de rifting abou-
tissant
à
la mise en place de sillons.
Il est suivi d'une ac-
tivité volcanique précoce à caractère essentiellement basique.
A cette période succède une phase explosive qui met en place
des pyroclastites à tendance andésitique. L'activité effusive
reprend avec la protrusion des lames acides
et
intermédiai-
res et une 2ème génération de pyroclastites qui leur sont asso-
ciées. Pendant la période d'accalmie faisant suite à cette
phase,
se déposent les quartzites
à
tendance jaspoïde issus
probablement d'exhalaisons siliceuses. La suite de
la sédimen-
tation est caractérisée par des niveaux pélitiques comportant
des intercalations de quartzites noirs.
En ce qui concerne les amphibolites de type Kéré,
les orthogneiss et les micaschistes décrits par COUTURE au
nord de Samatigui18,leur grade métamorphique
relativement éle-
vé par rapport aux autres roches et leurs structures pénétra-
tives nettement plus accentuées nous incitent à
les
rattacher
à
la bAse du birrimien. Dans ce cas,
ils ont été impliqués
dans les premières manifestations tectono-métamorphiques mar-
quant l'éburnéen au sens large.

---

-
131 -
Remarque : BODIN et ARNOULD qualifient le type de Bondoukou
de granite post-tectonique. Point de vue qui est contraire
à celui soutenu par TAGINI
(1971)
qui propose une classifi-
cation où il place les granitoïdes dans leur contexte géotec-
tonique. Pour TAGINI,
le type Bondoukou appartient à la pha-
se Abronienne, qui est la phase précoce de l'éburnéen.
D'une façon générale,
TAGINI distingue les grani-
toïdes abroniens ou granitoïdes des zones eugéosynclinales
plissées, les granitoïdes des zones miogéoxynclinales plissées
et les premiers sont des massifs intermédiaires ou granitoïdes
Baoulés. Les premiers sont référés aux mouvements abroniens
ou éburnéens l et les deux derniers aux mouvements baoulés
ou éburnéens II.
Le table
19
donne de façon plus détaillée cette
classification.
En s'appuyant sur la classification de TAGINI,
CA-
SANOVA (1973)
a proposé une nouvelle terminologie basée sur
la classification I.U.G.S .. Ainsi,
i l distingue:
-
les granodiorites,
tonalites et trondhjémites cor-
respondant aux granitoïdes abroniens syn-et éocinématiques
-
les granodiorites et monzonites équivalents aux
granites abroniens post-et tardicinématiques
-
les granites monzonitiques et monzonites équivalents
aux granitoïdes tardi et syncinématiques des M.G.S. plissées
-
enfin les granites monzonitiques, granodiorites,
tonalites et trondhjémites équivalents des granitoïdes des
M l activés.
J.P. BARD
(1973)
adopte la division en granitoïdes
éburnéens l
et en granitoïdes éburnéens II mais avec une si-
gnification complètement différente.

---

-
132 -
En effet, dans sa conception de l'évolution orogé-
nique du craton ivoirien, cet auteur n'admet qu'un mégacycle
éburnéen situé entre 2900 et 1900 M.A., dont la première éta-
pe tectogénique,
éburnéen l
se situe aux environs de 2500 M.A.
et la dernière étape, éburnéen II vers 2100 M.A. Cette concep-
tion est contraire à celle désormais classique qui admet un
mégacycle libérien et un mégacycle éburnéen
(TAGINI,
1971).
Dans les détails, cette classification s'établit comme suit
1°1 Granitoïdes éburnéens l
al les granitoïdes autochtones G1
G1.1 = granitoïdes granodioritiques à
trondhjémitiques,
très hétérogènes,
étroitement associés aux
gneiss et migmatites antérieurs au birrimien supérieur, con-
temporains des phases 8 9 et 82 g et écrasés ou repris suivant
1
g
83 ·
G1.2 = granitoïdes trondhjémitiques à gra-
nitiques
(deux micas)
en lames ou massifs extravasés hétéro-
gènes, à enclaves gneissiques et orthoamphiboliques fréquents,
à cortège pegmatitique souvent important -syn à tardi 82g .
bl les granitoïdes intrusifs G2 , éburnéens l
tardifs. Granites et leucogranodiorites homogènes à gros grain,
orthogneissifiés par 83 g type Lagbo-ruines.
2°1 Les granitoïdes éburnéens II
al les granitoïdes intrusifs G ou éburnéens
3
précoces
G3.1
=
granodiorites orientées à amphibole
(type Koffissouka)
G3.2 = granodiorites a tendance porphyroï-
de,
orientées a enclaves diverses
de gneiss et fragments de précur-
seurs basiques ;

---

-
133 -
G3.3 = leucomonzonites et leucogranites
alcalins à deux micas
(type Ferké)
G3.4 = leucogranites orientés, parfois
très hétérogènes.
b/ les granitoïdes intrusifs G4 ou éburnéens
II tardifs
G4 = granitoïdes tardifs, homogènes et en
massifs circonscrits.
(Leucomonzonites et granites alcalins
à 2 micas, granites et adamellites à biotite, granodiorites
type Bondoukou et les syénites du type Mont Troquoi) .
J.P. BARD revient à la conception de BODIN (1951)
et ARNOULD
(1961)
quant à la position des granitoïdes de Bon-
doukou, mais minimise l'importance de la réactivation à l'ébur-
néen II, contrairement à ARNOULD.
Cette revue des principales classifications, montre
la complexité du problème des granitoïdes en Côte d'Ivoire.
Pour notre part, notre étude ayant un caractère plus géochimi-
que que géotectonique, nous utiliserons assez souvent la ter-
minologie proposée par R. CASANOVA sans toutefois adopter sys-
tématiquement les positions structurales qu'il leur donne.
Granitoïdes d'Odienné
La région qui fait l'objet de la présente étude est
représentée aux 2/3 par des granitoïdes.
Ils ont été carto-
graphiés au 1/500.000 par COUTURE
(1955,1968), qui distinguait
dans les granites trois faciès principaux:
le faciès à 2
micas,
le faciès à biotite homogène et le faciès indifférencié.
Pour TAGINI
(1971),
il s'agit de massifs intermé-
diaires réactivés. Sur le plan pétrographique,
il propose la
subdivision suivante :

---

134
a
GHANITOIDES DES ZONES EGS PLISSEES
et de leurs bordures extErieures
Grani toides des zones internes,
rEférEs aux mouvements
abroniens ou EburnEens I
(Enclaves de RV et de mEtasEdiments)
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Abréviations
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---

135
b
CRANITOIDES DES ZONES MGS PLISSEESI
CRANITOIDES DES HI ACTIVES
et de leur. bordures extirieures'I et de leurs bordures extérieures
Granitoides des zones externes
rifErE. aux mouvements baoulés ou éburnéens II
(Enclaves de mltasidiments)
(Enclaves de granitoides)
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MGS
ESl'r.lE
lnternides
Exte rnide s
- - -1140------20-50 km - - - - - ,1
19 -
a-b
Classification Structurale des granitoïdes orogéniques éburnéens
(2100-1800 M. a) d'après Tagini
(1971)

---

-
136 -
tositions
Structurales
Désignation Pétrograhiq ues
Terminologie
proposée
:. après Tagini 1971
locales
par
R. CASANOVA (1973)
!
~
70st ou tardiorogéniques
Syénites
etc ...
Monzonites
G·ranitoides
homogènes
granites
monzonitiques
à
biotite
G.ranites
à
biotite
hétérogè-
grani tes
monzonitiques.
grano-
nes,
composites
et endomor-
diorites,
tonalites
et trondh-
:omplexe
phes
jémites
jaoulé
Migmatites
grani tes rronzonitiques
Granites
subalcalins
à
deux
micas
Syénites,
monzonites
Monzonites
Granites
alcalins et
hyper alcalins
i
Granites
calco-alcalins
granodiorites
Granites
akéritiques
Implexe Abronien
Granodiorites
et diorites
quartziques
Granodiorites
concordantes
Granites akéritiq ues
Saussuri"tisés
pénéconcor-
granodiorites,
tonalites
dants
et trbndhjémites
Granites
divers
trondhjémites et migmatites
tonites
Libériennes
trondhjémitiques.
M.igmatites et granites
M igmatitiques
- - . ~
Tableau 20
Terminologie
proposée
par
R.
CASANOVA
(1973),
en comparaison
avec les
désignations
locales.

---

-
137 -
-
filons
tardifs
- granites nébulitiques(type Lycée)
-
le granite homogène du Dyenguélé
-
les pegmatites souvent à muscovite et tourmaline
-
les granites hybrides migmatitiques
-
les migmatites d'injection
-
les migmatites d'anatexie
(Libérien)
Notre étude descriptive,
sans s'opposer à ces auteurs
suivra une division légèrement différente,
beaucoup plus pro-
che des vues de MATHEZ
(1974). Ainsi,
nous distinguerons
-
les granodiorites
-
les granites hétérogènes à biotite ou à biotite
et amphibole et leurs cortèges filoniens
-
les granites homogènes à biotite
-
les granites a biotite et muscovite, considérés
habituellement comme des granites à 2 micas
(s.s)
les granites a muscovite ou à muscovite et tour-
maline,
-
les filons quartzeux.
A l'intérieur de ces faciès,
nous distinguerons
des sous-faciès.
2.1 - Gisement
Plusieurs affleurements de granodiorites ont été
échantillonnés dans la région d'Odienné ;
les plus importants
ont été rencontrés au sud-ouest de la zone étudiée,
aux en-
virons du petit village de Féréfougoula et sur l'axe Féréfou-
goula -
Kourondougou, où ils apparaissent en concordance avec
les roches birrimiennes avoisinantes. On retrouve des affleure-
ments de moindre importance au contact des granites à biotite
(granite de Dyenguelé). Par ailleurs CHEZE
(1976)
signale
des pointements de granodiorites au sein du complexe volcano-
sédimentaire du Bagadian. Les affleurements observés,
se pré-
sentent sous forme de dômes ou de grands blocs en dos d'élé-

---

-
138 -
phants. Ils se situent surtout en bordure du sillon volcano-
sédimentaire du Bagadian, excepté les pointements observés
par CHEZE à l'intérieur. L'échantillon type,
a été prélevé
à Féréfougoula.
A l'affleurement, c'est une granodiorite à amphi-
bole et biotite, à grain moyen,
localement grossier voire
porphyroïde, montrant une structure plus ou moins orientée.
Elle contient des enclaves schisteuses, mais surtout, est
parcourue par de nombreux
filons de pegmatite et de quartz
qui se recoupent. Les deux directions principales sont ; une
direction NS à 10° qui est recoupée par une deuxième NSO-600.
Le contact de ces filons avec la granodiorite,
surtout pour
la direction NSO-600 est très franc et rectiligne ;
il est
souligné par la différence de couleur et la structure.
Par ailleurs sur certains affleurements il a été
observé des filons métriques de granite à grain fin à tendan-
ce aplitique, qui forme de grands bourrelets dans la granodio-
rite. Ces filons de granite aplitique sont parallèles aux
pegmatites et aux filons de quartz de direction NSO-60o.
Sur le terrain,
la granodiorite se distingue aisé-
ment des granites à biotite et amphibole par une plus grande
abondance de l'amphibole. Tous les affleurements échantillon-
nés présentent les mêmes caractères de gisement à quelques
détails près.
2.2 - Etude pétrographique
Au microscope, on note une texture grenue et une
minéralogie caractérisée par du quartz, du plagioclase, du
feldspath potassique, de l'amphibole, de la biotite, du sphène,
de l'épidote, de la myrmékite, de la chlorite, de la séricite
et accessoirement
du zircon, de l'apatite et de l'allanite.
~~_g~~~!~
se présente généralement en plages xeno-
morphes, craquelées et polycristallines, à extinction roulante
avec des bandes de déformation parallèles à l'allongement.

---

-
139 -
On le rencontre aussi sous forme de quartz réactionnel dans
l'amphibole et sous forme de myrmékites
(très abondantes).
~~_2~~9!2~~~§~ est automorphe à subautomorphe, maclé
albite ou albite et Carlsbad. C'est une oligoclase
(An2S).
Il est le plus souvent tordu ou cataclasé avec même parfois
un début de kinkage dans certaines lames.
Il est le plus sou-
vent légèrement saussuritisé.Il subit aussi des remplacements
par le microcline qui le corrode sur les bords.
~~_i~!9§2~!b_22!~§§!9~~est représenté par du micro-
cline dont on distingue deux générations.
Une première génération constituée de minéraux de
grande taille
(0,1 à O,Scm)
relativement subautomorphes, poe-
cilitiques
(plagioclase,
épidote)
et perthitiques. Au contact
du plagioclase, on observe un développement important de myr-
mékite.
La deuxième génération est formée de minéraux envahis-
sants, qui s'insinuent entre les autres minéraux qu'ils cor-
rodent.
Ils sont en inclusion dans le plagioclase,
sous forme
d'antiperthites. Les minéraux de cette génération sont rare-
ment perthitiques avec un quadrillage plus net.
~~~~2b!~2~~ est une hornblende verte, fortement
pléochroïque
(vert-olive à jaune-vert-clair). Les minéraux
de grande taille
(0,2 cm)
contiennent parfois du quartz réac-
tionnel, de l'épidote, du sphène, de l'apatite et de la bioti-
te.
Ils sont par ailleurs corrodés sur les bords par la bioti-
te,
l'épidote et le feldspath potassique.
~~_~!2!!!~ est une biotite verte, dont on distingue
semble-t-il, deux générations.
La premlere génération est constituée de minéraux de
grande taille
(0,1 à 0,3cm)
corrodés, parfois chagrinés, avec
des inclusions d'apatite,
de sphène, quartz et rarement du
zircon. Sur les bords on remarque des excroissances avec des
associations symplectiques de biotite, quartz-épidote. Quelques

---

-
140 -
rares lames présentent des fuseaux de chlorite. Ces minéraux
ont le plus souvent une extinction onduleuse.
Les éléments de la deuxième génération sont de pe-
tite taille.
Ils se recontrent sur les bords ou à l'intérieur
de l'amphibole,dans les microfissures et aussi dans le plagio-
clase.
Mais qu'elle soit de 1ère ou 2ème génération,
le
pléochroïsme est toujours le même,
(brun-vert à jaune-vert-
clair). La chlorite se rencontre dans les biotites destabili-
sées de 1ère génération sous forme de fuseaux,ou dans les
microfissures en association avec l'épidote.
La séricite est le seul représentant du mica blanc
elle se rencontre essentiellement sur le plagioclase. Le sphè-
ne,
automorphe ou globuleux est relativement abondant. On ob-
serve parfois des minéraux de très grande taille englobant
du quartz, de l'épidote et du plagioclase. L'épidote se ren-
contre sur la hornblende,
le plagioclase et surtout dans les
microfissures.
L'aoatite,
l'allanite et le zircon sont les minéraux
---~------------------------------
accessoires les plus fréquents.
2.3 - Variations locales
Certains échantillons, montrent les marques d'une
cataclase plus importante qui se manifeste par une texture en
mortier ou cataclastique, avec une schistosité de friction
(écrasement)
soulignée par des émiettements et recristallisa-
tion de la biotite.
~~_g~~~~~ se présente en flammes (platten quartz)
ou en granulations associées au feldspath.
~~_e!~gi~g!~~~_~~_!~_~ig~gg!i~~ de 1ère génération
sont plus ou moins arrondis, moulés par la biotite,
émiettés
ou entourés d'une granulation quartzo-feldspathique. Les macles
sont courbées ou brisées avec parfois des glissements selon
les plans de macle.

---

-
141
-
Les biotites sont courbes ou flexueuses,
ébauchant
des formes en S. Dans quelques cas on aboutit au kinkage.
L'amphibole peut-être moulée par la biotite, donnant ainsi des
pseudo-yeux.
La presque totalité des minéraux présente une ex-
tinction onduleuse.
La composition minéralogique est la même que celle
des autres granodiorites,
à la déformation près. Nous pensons
donc qu'il s'agit du même massif de granodiorite mais que
l'affleurement décrit a subit un écrasement à chaud et un
début d'orthogneissification avec recristallisation de la bio-
tite, du quartz et du feldspath dans les plans d'écrasement.
Sa position par rapport à la zone broyée d'Odienné semble con-
firmer ce fait.
2.4 - Remarque
Les granodiori tes dl Odienné s'apparentent fortenent par leurs
caractères pétrographiques,
à la granodiorite de Banguessenba
(ouahigouya, Haute Volta)
datée à 2168 + 65 M.A. par M. VACHET-
TE, J.M. CANTAGREL et P.E. GAMSONRE en 1975, de même dans une
certaine mesure à la granodiorite de Touba
(Po Burkina Fasso
datée à 2170 M.A. par J. LEGRAND en 1971.
Ces âges situent ces formations, (granodiorite de
Bangues Somba et granodiorite de Touba)
et par voie de consé-
quence les granodiorites d'Odienné
(si l'on admet la corres-
pondance parfaite des caractères pétrogrpahiques ci-dessus
cités)
à la phase éburnéenne dite précoce par certains auteurs
(TAGINI 1971), majeure par d'autres
(J. BAREL), ou encore
évènement pétrogénique du système éburnéen.
Par référence a ces résultats,
et compte tenu de
nos observations sur le terrain,
nous admettrons que les
granodiorites d'Odienné appartiennent à la première phase du
magmatisme éburnéen de cette région.

---

-
142 -
2.5 - Compositions chimiques
Le tableau ci-dessous donne les résultats de neuf
analyses chimiques des granodiorites d'Odienné. On constate,
au vu de ce tableau, des variations quelquefois importantes
de la silice,
souvent compensées par le fer et le magnésium.
Par ailleurs, on s'aperçoit que les teneurs en fer
et potassium sont relativement élevées. Ce caractère ferri-
fère et potassique se justifie pétrographiquement par le dé-
veloppement de la biotite et/ou du feldspath potassique
(cf. étude pétrographique) .
1
8
36
104
131A
1 226
148A
105
225
230
Ar
1
Si0
68,19
63,92
66,99
65,46
62,71
64,82
63,33 64,71
64,27
66,88
2
,
A1 0
15,26
14,93
14,84
16,09
15,02
15,68
15,6
15,93
15,66
15,66
2 3
Fe 0 +
3,7
4,96\\
3,76
4,95
5,58
5,19
5,62
4,48
4,27
1,33
2 3
!'1nO
0,07
0,061
0,06
0,08
0,09
0,08
0,08
0,07
0,07
0,07
MgO
0,82
2,02
1,33
1,57
2,21
1 ,91
1,95
1,79
1,36
1 ,57
CaO
2,39
4,31
3,3
3,51
4,67
3,25
3,94
3,78
3,51
3,56
Na 0
3,79
4,19
3;82
3,63
4,06
3,83
3,73
4,00
4,17
3,84
2
K 0
4,05
2,42
3,23
4,03
2,63
3,55
4,05
3,36
3,38
3,07
2
Ti0
0,44
0,57
0,51
0,87
0,72
0,69
0,87
0,58
0,60
0!57
2
P 0
0,11
0,17
0,13
0,25
0,24
0,21
0,26
0,24
0,24
0,21
2 5
P.F.
0,82
1,93
0,63
0,72
0,71
0,79
0,77
0,6
0,77
0,65
Total
99,64
99,48
98,57
99,86
99,71
99,34
100,29 99,21
98,57
100,00
1
Tableau 21
Analyses chimiques des granodiorites d'Odienné.
Ar : Analyse de référence d'après S.R.
NOCKOLDS et
al.
(1979).

---

-
143 -
3.1 - Introduction
Dans le paragraphe introductif sur les granitoïdes,
nous avons montré la complexité du problème de ces formations
(chronologie, genèse, etc . . . ). Ce problème reste entier même
lorsqu'on n'examine que le cas des granites; car,
si entre
les granodiorites et les granites,
tous les auteurs Sont d'ac-
cord pour admettre l'antériorité des premiers par rapport aux
deuxièmes,
les avis sont plus partagés lorsqu'il faut comparer
les granites entre eux.
Pour notre part,
nous avons surtout tenu compte des
caractéristiques pétrographiques et minéralogiques. Ainsi, comme
nous l'avons signalé plus haut, nous avons distingué dans l'or-
dre de mise en place
-
les granites hétérogènes a biotite ou a biotite
et amphibole
-
les granites homogènes à biotite
-
les granites à biotite et muscovite auxquels sont
associés des granites à muscovite et tourmaline. A l'intérieur
de ces différents faciès,
nous distinguerons des types ou des
sous-faciès.
3.2 - Les granites hétérogènes à biotite ou à biotite
et amphibole
3.2.1 - Introduction
La zone d'extension préférentielle de ces granites
est la région de Séguélon,
Tyémé et Goulia, où ils se déploient
le long de l'axe routier reliant ces trois villes.
Il s'agit en fait de roches très hétérogènes,
variant
assez rapidement d'un type à biotite à un type granodioritique
à biotite et amphibole tout en se distinguant aisément des
granodiorites pures. A ces deux sous-faciès est associé un troi-
sième plus local, qui est le sous-faciès migmatitique.

---

-
144 -
Ces granites présentent le plus souvent une struc-
ture orientée. Cette orientation suit sensiblement les direc-
tions birrimiennes dont nous avons parlé dans les chapitres
précédents.
Ils sont par ailleurs riches en enclaves amphibo-
litiques plus ou moins résorbées et constituant des schlierens
biotitiques parfois microplissés. Les granites, aussi bien que
les enclaves sont recoupés par des pegmatites et un granite
aplitique rose, assez feldspathique,
présentant le plus souvent
une structure planaire.
3.2.2 - Etude pétrographique
3.2.2.1 -
Sous faciès à biotite et amphibole
Il convient de signaler, qu'il n'existe pas à l'af-
fleurement une distinction franche entre ce sous faciès et le
sous faciès à biotite seule car l'amphibole est quelquefois
indicernable à l'observation macroscopique.
L'observation microscopique montre une roche à texture
grenue, souvent en mortier et dont la composition minéralogi-
que est caractérisée par les minéraux suivants :
Quartz
Epidote
Plagioclase
Apatite
Feldspath potassique
Allanite
Amphibole
Sphène
Biotite
~~_9~~E~~ est représenté par des plages xénomorphes
le plus souvent brisées, à extinction roulante; avec des ban-
des de déformation plus ou moins parallèles à l'allongement.
On le rencontre aussi en griffes
(myrmékites)
sur les bords du
plagioclase.
~~_21§9iQ~1§~~ est automorphe à subautomorphe, il est
parfois fracturé ou tordu, présentant le plus souvent une alté-
ration en séricite-muscovite.
Il est corrodé par le feldspath
potassique. Les mesures sont presqu'impossible à cause de

---

-
145 -
l'altération et de la cataclase qui rendent floue ou déforment
la macle. Cette macle est le plus souvent du type albite. Cer-
tains minéraux cataclastiques sont parfois resoudés par du
feldspath potassique, d'autres contiennent des antiperthites
en taches. Malgré les difficultés de mesures signalées ci-des-
sus, nous avons pu obtenir quelques angles qui situent ce pla-
gioclase dans le domaine de l'oligoclase avec une teneur en
anorthite, variant entre 15 et 20 %. Certains minéraux présen-
tent une frange réactionnelle albitique.
~~_~~!~êE~~b_E~~~~ê!9~~est représenté par du micro-
cline qui comporte deux générations :
-
la 1ère génération est caractérisée par des miné-
raux de taille relativement grande
(0,1 à 0,2 cm)
craquelés
ou tordus comme le plagioclase et dont le quadrillage est
souvent peu net.
-
la 2ème génération est représentée par des minéraux
de petite taille qui s'insinuent entre les autres cristaux,
ou sont inclus dans le plagioclase.
~~~~eb!~~!~ est une hornblende verte, qui n'est pas
distribuée régulièrement dans la roche, mais regroupée le plus
souvent en amas.
Elle est parfois chloritisée.
~~_~!~~!~~ se présente en lames ou lamelles subau-
tomorphes. C'est une biotite brun-vert, souvent corrodée par
la muscovite et l'épidote.
Elle est distribuée soit régulière-
ment dans la roche,
soit en amas,
soit le long des microfrac-
tures. Certaines lames sont plus ou moins tordues,
ce qui leur
donne une extinction onduleuse. Aux extrémités, on remarque
des excroissances de muscovite secondaire,
parfois associées
à des grains de sphène. On observe par ailleurs une chloriti-
sation et une muscovitisation très sélective
(c'est-à-dire
que dans la même lame on peut rencontrer des minéraux profon-
dément altérés par ces transformations non loin de minéraux
sains). On observe sur certaines lames,
une recristallisation
assez nette de la biotite.

---

-
146 -
~~_~~§~~~~!~ est rare et provient toujours de l'al-
tération du plagioclase et de la biotite.
~~~pi~~!~ : il s'agit de pistachite et de zoïsite;
elle se rencontre presque toujours en amas associés à la bio-
tite.
Comme minéraux accessoires, on rencontre le sphène,
qui se présente sous forme de minéraux automorphes et zonés,
l'allanite,souvent associée à l'épidote,
l'apatite,
le zircon
et la monazite.
3.2.2.2 - Sous faciès à biotite seule
Ce sous faciès semble connaître une répartition géo-
graphique, moins importante que le premier. Par ailleurs, com-
me nous l'avons signalé plus haut,
le passage entre ces deux
sous-faciès n'apparaît pas continu sur le terrain;
cependant,
à l'étude microscopique, on remarque des intermédiaires.
La composition minéralogique dérive de celle du
sous-faciès précédent,
par la disparition de l'amphibole et des
franges réactionnelles du plagioclase. La disparition de la
frange réactionnelle est une preuve que le plagioclase est de-
venu moins basique, ce qui est une indication sur l'évolution
du magma.
3.2.2.3 - Sous faciès migmatitique
Aux deux sous-faciès ci-dessus étudiés,
s'associe un
troisième qui se distingue des deux premiers par une linéation
plus marquée des minéraux phylliteux.
Il a successivement été
cartographié comme granite indifférencié par COUTURE
(1968)
granite migmatitique par MATHEZ
(1975), migmatite ancienne dans
l' ooération d'interprétation photogéologique du Nord de la Côte
d'Ivoire
(1977)
et migmatite libérienne à trame de gneiss li-
bérien par TaURE N.
(1979).

---

-
147 -
Nous adopterons le terme de MATHEZ en attendant
une étude plus détaillée compte tenu de son caractère local.
Sur le plan pétrographique,
il s'apparente plus
au sous-faciès à la biotite, avec une recristallisation de la
biotite semble-t-il.
3.2.3 - Aplites et pegmatites associées aux granites
hétérogènes.
Comme nous l'avons signalé plus haut,
les granites
hétérogènes sont recoupés par des filons de pegmatites et a-
plites de puissance variable
(centrimétrique à métrique). Au
lieu d'une étude systématique
(1)
de ces formations,
nous nous
bornerons à présenter brièvement deux pegmatites et une aplitei
soit à cause de leur singulairté par rapport à l'ensemble,
(cas des pegmatites),
soit à cause de leur fréquence et de
certains caractères spécifiques
(cas des aplites rubanées).
3.2.3.1
-
Les pegmatites
3.2.3.1.1 - Etude pétrographique
al Pegmatite de NAPANA-SIENSO
A 3 km environ de NAFANA-SIENSO,
sur le sentier
NAFANA-SIENSO-M'BAHASSO,
nous avons rencontré dans le granite
hétérogène,
sous-faciès à biotite et amphibole,
une pegmatite
rose, d'épaisseur métrique, dont l'étude microscopique nous
donne la minéralogie suivante :
(1)
Une telle étude a été faite par H. ADAMS
(1969)
pour les pegma-
tites de Côte d'Ivoire,
nous prions donc le lecteur de s'y repor-
ter.

---

-
149 -
~~_EY~~~~~~ s'observe, soit en épitaxie avec l'am-
phibole, soit englobé par le plagioclase ou l'amphibole.
Les
analyses effectuées à la microsonde
(cf. p.110)
montrent qu'il
s'agit d'un pyroxène assez calcique. Le report dans le diagram-
me de HESS
(1951)
des résultats montre qu'il s'agit d'une
salite.
~~~~Eb!~~!~ est une hornblende zonée, englobant le
plus souvent du pyroxène et du plagioclase ; cependant, épi-
taxique. Cela exclut toute idée de pseudomorphose de la pre-
mière par la seconde. Par ailleurs,
la hornblende émet parfois
des diverticules dans les microfractures du plagioclase.
~~§_~!~~~~~~_~~~~§§~!~~§sont représentés par de
l'épidote, du sphène et du carbonate secondaire.
Q~!9!~~_~~_!~_E~9~~~!~~_~~_~~~~~~:§!~~§Q
L'origine de cette pegmatite pose un problème. En
effet, sa présence dans les granites hétérogènes à biotite et
amphibole suppose une certaine liaison avec ces roches. Or a
l'étude pétrographique, nous avons noté la présence d'un pyro-
xène, minéral qui n'existe pas dans les granites de la région.
Une liaison génétique directe entre granite de NAFANA et peg-
matite de NAFANA semble donc discutable, surtout si on consi-
dère la température de cristallisation du pyroxène et les
rapports chronologiques entre granite et pegmatite.
L'existence dans la même zone d'affleurement d'une
amphibolite en enclave dans le granite et présentent
une cer-
taine simulitude pétrographique
(pyroxène, amphibole)
avec la
pegmatite, nous a amené à rechercher les liens de ce côté. Mais
cette hypothèse a été vite écartée; d'une part à cause de
l'homogénéité de la pegmatite, d'autre part, à cause de l'ab-
sence totale de métamorphisme dans la pegmatite.
L'hypothèse envisagée serait celle d'un magma dis-
tinct du magma des granites hétérogènes et qui se serait mis
en place a la faveur des grandes cassures tardives qui ont
affecté la région après la mise en place des granites.
Le ca-
ractère peu déformé de la roche est en faveur de cette hypothèse.

---

-
150 -
L'ordre de cristallisation des minéraux de ce magma
est le suivant: pyroxène-plagioclase-amphibole,
frange pla-
gioclasique et enfin le microcline. Les rapports entre les mi-
néraux ont montré que les trois premiers peuvent cristalliser
simultanément. En conclusion, cette pegmatite qui se définit
pétrographiquement comme une monzonite quartzifère est la
preuve de l'existence d'un
magmatisme, postérieur au magma-
tisme qui a donné les granites et sans liaison génétique appa-
rente avec lui.
b/ Pegmatite de BAGADIA
Cette pegmatite affleure à l'entrée du village
de BAGADIA,
sur le sentier ZIEVASSO-BAGADIA, dans un encaissant
métamorphique amphibolitique et dans la zone de contact grani-
te-amphibolite. Les contacts pegmatite-amphibolite sont flous.
Cependant,
les éléments linéaires de la pegmatite semblent
suivre la schistosité de l'ensaissant.
L'étude pétrographique montre une roche à texture
pegmatitique avec une tendance granoblastique de recristalli-
sation et une composition minéralogique caractérisée par les
minéraux suivants :
Quartz
Amphibole
Plagioclase
Epidote
Feldspath potassique
Sphène.
~~_9~§~~~ est en très petite quantité par rapport
aux feldspaths. On le rencontre aussi sous forme de myrmékites
sur les bourgeons de plagioclase
au contact du feldspath
potassique.
~~_2!§9i~~!§ê~' automorphe à subautomorphe, se pré-
sente soit en phénocristaux regroupés en agrégats,
riches en
antiperthites parfois organisées en véritables minéraux de
microcline, soit en minéraux de taille moyenne ou en granula-
tion,
non maclé et associé au quartz et au feldspath potassique.
Il présente une altération brunâtre en séricite et produits
argileux. L'extinction est onduleuse.

---

-
151
-
~~_~~!9~E~~b_E~~~~~~9~~ est abondant et envahissant.
Il est subautomorphe,
rarement automorphe et dépourvu d'alté-
ration.
Il se rencontre en antiperthite dans le plagioclase.
~~~~2b~~~!~ subsiste en lames effilochées ou en re-
liquat au sein de larges plages d'épidote qui ne sont autres
que des minéraux d'amphibole
complètement pseudomorphosée
par l'épidote.
Il s'agit d'une hornblende verte.
~~~E~9~~~ est constituée par de la pistachite et de
la zoïsite. La première est plus abondante i elle se rencontre
surtout sur les reliques d'amphibole où elle est associée au
sphène. Il arrive en effet d'observer à l'intérieur des gran-
des plages de pistachite des reliquats d'amphibole.
La zoïsite,
elle, est plutôt filonienne.
~~_~Eb~~~ se rencontre comme minéral accessoire issu
probablement de la déstabilisation de llamphibole.
D'un point de vue texturaI, on observe de grands
cristaux, surtout de plagioclase non brisés pris dans une mé-
sostase microgranulaire d'origine cataclastique.
Ce type de faciès est lié à des phénomènes tecto-
métamorphiques à savoir une déformation a laquelle s'est super-
posée une recristallisation.
Par ailleurs,
le fait que les phénocristaux de pla-
gioclase ne soient pas brisés,
suggère des conditions de dé-
formation plastique.
La pegmatite de BAGADIA, comme celle de NAFANA,
s'est
mise en place en profondeur. La différence fondamentale entre
les deux est que l'une, celle de NAFANA, est tardi à post-ci-
nématique, alors que celle de BAGADIA est syncinématique.
3.2.3.1.2 - Caractéristiques chimiques
Problème d'échantillonnage
Le problème principal que pose l'étude chimique des
pegmatites, est celui de l'échantillonnage et ceci à cause de
l'hétérogénéité de ces roches et surtout de la grande dimension

---

-
152 -
des cristaux.
D'après LAFITTE
(1957),
i l faudrait pour obtenir
des résultats significatifs, disposer d'échantillons de volume
égal au moins à
100 fois celui des mégacristaux.
Pour être
proche des conditions préconisées par cet auteur,
nous avons
prélevé des échantillons de poids supérieur à 3 kilogrammes.
L'analyse de ces échantillons a donné les résultats ci-dessous
FeO
MnO
MgO
CaO
Total
'2 B
68,88
15,70
1,65
0,99
0,05
1,12
4,03
4,28
2,77
2,08
0,02
0,46
100,03
'5 B
61,91
19,87
0,42
0,50
0,03
0,16
4,26
5,61
6,55
0,06
0,05
0,42
99,84
Tableau 22:
Compositions chimiques des pegmatites
de NAFANA
(372B)
et BAGADIA
(365B)
De ces résultats analytiques,
i l ressort plusieurs
remarques
La pegmatite de NAFANA,
semble présenter un déficit
en potassium,
et un excès en sodium,
si on s'en tient à l'as-
pect extérieur de la roche,
apparemment constituée presqu'es-
sentiellement de feldspath potassique.
En réalité,
ce carac-
tère déficitaire en potassium et excédentaire en sodium,
s'ex-
plique par l'abondance des perthtites.
Par ailleurs,
c'est
une pegmatite relativement plus siliceuse que la seconde.
La pegmatite de BAGADIA quant à elle est peu sili-
ceuse, mais très potassique et alumine~se. Ce caractère potas-
sique et alumineux est lié au rôle important des feldspaths.
Ces résultats chimiques traduisent en fait,
avec
assez d'exactitude les observations pétrographiques que nous
avons faites.

---

-
153 -
En conclusion, outre les pegmatites décrites par
H. ADAMS
(1969)
dans les granites hétérogènes,
nos observa-
tions montrent l'existence de deux autres types qui,
s'ils
sont de haute température comme ceux déjà décrits,
en diffè-
rent par leur pétrographie qui se caractérise par le pyroxè-
ne,
le plagioclase,
l'amphibole et le microcline pour la peg-
matite de NAFANA et par le plagioclase,
l'amphibole et le
feldspath potassique pour la pegmatite de BAGADIA.
Ces deux pegmatites sont,
nous le pensons,
les témoins
de magmatismes subcontemporains du magmatisme qui a donné les
granites, hétérogènes, mais sans liaisons génétiques apparentes.
Le magma qui a donné la pegmatite de NAFANA est pauvre en eau
(absence totale de la biotite et très peu d'amphibole). L'am-
phibole a pu se former 2:- 12. suite de la concentration d'eau au fur
et à mesure de la cristallisation.
3.2.3.2 -
LES APLIT~S (L'aplite de LENGO)
3.2.3.2.1 - Etude pétrographique
Les granites hétéroqènes d'Odienné,
sont parcourus
par une aplite rose, rubanée, .qui, sur certains affleurements pas-
se de la texture aplitique à une texture pegmatitique. L'échan-
tillon que nous décrivons ici,
a été prélevé près de la petite
localité de LENGO non loin du carrefour de ZEGBAO ; d'où l'ap-
pelation aplite de LENGO.
C'est une roche rose,
très feldspathique,
présentant
une foliation très nette et dont la composition minéralogique
est la suivante .
Quartz
Séricite
Plagioclase
l\\patite
Feldspath potassique
Carbonate
Biotite
Opaques.
Muscovite

---

-
154 -
~~_9~~E!~
est xénomorphe, de taille moyenne avec
une extinction roulante et des bandes de déformation parallè-
les à l'allongement.
~~_E!~9~~~!~~~ est subautomorphe avec une altération
qui affecte presque tous les minéraux. Cette altération donne
de la muscovite-séricite à laquelle est associé du carbonate.
Les mesures faites, montrent qu'il s'agit d'oligoclase. Au
contact de cette oligoclase et de la biotite on observe une
réaction.
~~_~~!~~E~!b_E~!~~~~g~~est représenté par deux ge-
nérations de minéraux: des minéraux présentant la même alté-
ration que le plagioclase et des minéraux dépourvus de toute
altération.
~~_~~~!~!~ est abondante i elle se présente en lames
de taille moyenne. On rencontre deux types de minéraux
ides
minéraux complètement chloritisés et des minéraux sains pléo-
chroiques dans les brun-clair-foncé. L'analyse des rapports
entre ces deux types montre qu'il y a eu recristallisation.
~~_~~~~~~~!~ est moins abondante i elle est repré-
sentée par des minéraux informes se développant sur ou autour
de la biotite et du plagioclase.
Les minéraux accessoires
comme minéraux accessoires
on observe de l'apatite, des opaques
(abondants)
et du carbonate.
3.2.3.2.2 - Composition chimique
Le tableau ci-dessous donne la composition chimique
de cette aplite et celle du granite "encaissant".

---

- 155 -
Si0
Al 0
Fe 0
FeO
MnO
MgO
CaO
Na 0
K 0
Ti0
P 0
PF
Total
2
2 3
2 3
2
2
2
2 5
9/1
67,68
14,03
4,82
0,90
0,10
1,76
2,58
3,80
2,41
0,70
0,40
0,83
100,01 f
9/2
66,64
13,62
5,82
0,90
0,09
1,42
2,52
4,50
3,14
0,70
0,23
0,82
100,4Of
3
67,76
15,86
3,46
0,04
1,32
2,73
4,41
2,83
0,40
0,28
0,51
99, 6Or
269 65,56
16,05
4,44
0,09
0,83
1,79
4,75
4,33
0,77
0,20
0,36
99,17!
Tableau 23: Compositions chimiques de l'aplite de LENGO
et de son encaissant
(279/1,
279/2,
269 = aplite;
283 = encaissant) .
D'une façon générale, on remarque que cette aplite
présente des caractères minéralogiques et chimiques analogues
a ceux des granites,
avec une structure planaire due certaine-
ment à un laminage profond qui a entraîné la recristallisation
de la biotite notée plus haut.
D'après ces remarques,
l'aplite rubanée qui
recoupe
les granites hétérogènes d'Odienné peut être considérée comme
liée au cortège aplitique de ces formations.
3.3 - Les qranites homogènes à biotite
3.3.1 -
Introduction
A l'intérieur de ce groupe,
nous avons établi
trois sous-faciès en fonction,
de la texture, de la structure,
de la composition minéralogique et des réactions interminéra-
les.
re sont :
1/ le sous faciès Dyenguélé ou granite de Dyenguélé
2/ le sous faciès Foula ou granite de Foula
3/ le sous faciès Lycée ou granite du Lycée.

---

-
156 -
Au niveau de ces différents sous faciès,
il existe
des variations locales que nous avons volontairement négligées
afin d'éviter une subdivision abusive qui rendrait les syn-
thèses plutôt difficiles. Par ailleurs 11étude se faisant à
11échelle du 1/200.000,
une variation isolée sur
100 ou 500
mètres ne s'aurait être prise en compte.
3.3.2 -
Etude pétrographique
3.3.2.1 - Le granite de Dyenguélé
Le sous faciès type est situé au Nord-Ouest, à 10 km
environ de la ville d'Odienné sur la route de la Guinée. c'est
un massif qui culmine à 813 m et est en partie couverte par la
forêt classée qui porte son nom. C'est un granite clair a
reflet rose,
à grain moyen, devenant presque
porphyroïde par
endroits.
Il est en contact avec les métamorphites par un
granite à grain fin gris ou rose assez laminé qui lui est as-
socié. Il est sillonné par une série de petites fractures,
parfois resoudées par le quartz.
Etude pétrographique
Au microscope, c'est un granite à biotite, à texture
en mortier, avec une composition minéralogique caractérisée par
les minéraux suivants
:
Quartz
Muscovite
Plagioclase
Epidote
Feldspath potassique
Zircon
Biotite
Hématite
Opaque

---

-
157 -
~~_g~~~~~ se présente en plage xénomorphe craquelée,
Suturée sur les bords, parfois allongée, ou en granulation le
plus souvent autour du plagioclase ou dans les microfractures.
Il se rencontre aussi en inclusion dans les autres minéraux
(feldspath potassique et plagioclase)
ou alors sous formes
réactionnelles
(myrmékites). Les minéraux de grande taille
présentent toujours une extinction onduleuse.
~~_2!~9i9~!~~~ est automorphe a subautomorphe, par-
fois tordu ou brisé, maclé généralement albite. On peut ren-
contrer cependant la combinaison des macles
de l'albite et de
Carlsbad. Il arrive d'observer des macles en peigne, dues a
l'effet de la cataclase.On remarque une légère altération (sé-
ricitisation-muscovitisation)
qui est d'ailleurs assez sélec-
tive. Certains minéraux présentent un zoning soulignant leur
bordure albitique. L'extinction est le plus souvent roulante.
Néanmoins les mesures donnent un plagioclase de composition
inférieur à
(Anl0).
Dans les échantillons les plus écrasés,
le plagio-
clase se présente sous forme de granulation associée au quartz.
Dans ce cas il n'est pas maclé.
~~_~~!~~2~~b_E9~~~~ig~~ est représenté par du micro-
cline; subautomorphe à automorphe.
Il est perthitique et par-
fois poecilitique. On observe aussi des minéraux secondaires
issus de la microclinisation.
~~_~i9~i~~ : A pre~ière vue, on peut se poser la
question de savoir pourquoi l'ap?elation 0ranite à biotite,
:Juisque la biotite apparaît rarement dans les échantillons.
Mais une étude plus détai:16.· rentre que ce minéral existe dans
l'échantillon et a été plus important avant les phénomènes
tectoniques qui ont entraîné sa déstabilisation en muscovite.

---

-
158 -
Les minéraux sont le plus souvent en amas, ou dis-
tribués le long des fractures avec un faciès émiettés. On
remarque une chloritisation importante et aussi une muscovi-
tisation.
~~_~~~~~~~!~, est de taille et de forme très varia-
bles. Elle peut exister sous forme de lames de grande taille
faisant penser à de la muscovite primaire; mais la présence
sur ces lames d'hématite, d'opaques et autres oxydes dans les
clivages ; de même que la couleur légèrement jaune nous amènent
à les considérer comme issues de la déstabilisation de la bio-
tite. Cette muscovite existe aussi sous une forme amiboidale ou
en lamelles éparpillées sur les autres minéraux surtout sur le
plagioclase qu'elle corrode.
Lorsque les minéraux ont une taille appréciable,
ils
présentent une extinction roulante tout comme la biotite.
~~~2~~~!~ se rencontre en grains et en amas aux en-
virons du plagioclase.
~~~~~~~~~~_~!_~~~_~2~g~~~sur les bio-
tites déstabilisées, ou quelques muscovites de grande taille.
Les ~i~çQQ~ sont rares alors que ~~_~2~~~~ et ~~~e~~~~~ se
rencontrent vers le contact.
Comme nous l'avons signalé plus haut,
une tendance
porphyroide est nettement perceptible par endroits.La granula-
tion est alors plus intense,
le quartz est en grain ou en plat-
ten quartz. Le zoning du plagioclase n'apparaît plus nettement.
Les mineraux phylliteux se distribuent essentiellement dans les
couloirs d'écrasement.
L'épidote devient plus importante, ainsi
que l'apatite et le sphène. Ce dernier présente une opacifica-
tion soit partielle
(sur la bordure)
soit totale.
La microcli-
nisation apparaît plus nettement dans les zones de granulation.
Une légère recristallisation de la biotite s'observe.
Nous pensons que ces transformations sont liées a
l'activité de la faille du Sassandra.

---

-
159 -
3.3.2.2 -
Les granites à grain fin associés
au granite de Dyenguélé.
Il s'agit de granites roses et gris, orientés, à
grain fin présentant la même composition minéralogique que le
sous faciès à grain moyen.
On remarque cependant, que la recristallisation de
la biotite est plus nette,
la granulation quartzo-feldspathi-
que plus prononcée et les minéraux de sphène plus automorphes.
Sur le plan de l'aspect général,
il présente un laminage très
net.
Il s'agit semble-t-il du cortège "aplitique" précoce
du granite Dyenguélé.
3.3.2.3 -
Le granite de Foula
La plupart des affleurements de ce type a été observée
à l'Ouest de la zone étudiée c'est-à-dire dans la région de
Foula, d'où le nom du sous-faciès. c'est un granite clair,
traversé par des filons de pegmatites et des filonnets de quartz.
Etude pétrographique : Il présente une texture grenue,
un grain moyen presque grossier et une minéralogie composée com-
me suit:
Quartz
Muscovite
Plagioclase
Chlorite
Feldspath potassique
Perthite
Biotite.
~~_g~§~~~ est xénomorphe, cataclasé, avec une extinc-
tion roulante et des bandes de déformation parallèles à l'al-
longement. On le rencontre aussi en petites taches dans le
plagioclase, ou sous forme de myrmékites.

---

-
160 -
~~_E!~9!~~!~~~ est automorphe à subautomorphe. Il
est tordu ou brisé et corrodé par le feldspath potassique.
Il
a subi par ailleurs une altération dont les produits sont la
séricite et la muscovite. Certains minéraux présentent un léger
zoning. Les mesures effectuées, donnent une oligoclase
voisine de An 15.
Mais compte tenu de la cataclase qui a af-
fecté ce granite, et qui donne une extinction plus ou moins rou-
lante aux minéraux, cette valeur doit être considérée comme
indicative.
~~_!~!~~E~!b_E~!~~~!9~~ : il s'agit du microcline,
qui est comme dans le cas du sous-faciès de Dyenguélé, composé
de deux générations.
Une première génération formée de minéraux de grande
taille, perthitique, avec des perthites en flammeches. Ce sont
des minéraux à quadrillage flou ou inexistant. Une deuxième
génération est constituée de m~néraux de taille variable occu-
pant presque toujours une position interminérale, ou en rempla-
cement dans le plaqioclase. Cette deuxième génération ne présen-
te aucune altération.
~~_9!~!!!~ est brune à brun-vert lorsqu'elle n'est
pas chloritisée. En cas de chloritisation on observe un vert-
olive intense.
Les lames sont souvent flexueuses,
chagrinées
et corrodées sur les bords par la muscovite. Elle est plus
importante dans ce sous-faciès.
~~_~~~~~~!!~~elle,se présente le plus souvent en mi-
néraux de petite taille,
sans forme définie,
regroupés en amas,
soit seuls, soit en association avec la biotite et/ou la chlo-
rite. On observe quelquefois des minéraux de grande taille,
mais jamais d'association en épitaxie avec la biotite. Ce qui
ne nous permet pas d'établir une chronologie entre ces grandes
lames de muscovite et les grandes lames de biotite.
~~_~b!~E!!~ est issue uniquement de l'altération
de la biotite. Accessoirement, on rencontre de l'épidote et
de l'allanite.

---

-
161
-
3.3.2.4 - Granite associé
Le granite à grain fin de Bougousso. C'est un gra-
nite gris à grain fin,
presqu'aplitique, présentant parfois
des taches feldspathiques à coeur biotitique.
Il affleure en
filons de plusieurs mètres de largeur dans le grain moyen et
aussi dans la granodiorite proche.
A l'étude microscopique, on s'aperçoit que ce granite
présente les mêmes caractères minéralogiques que le type a
grain moyen et semble avoir subi les mêmes déformations.
Les taches à coeur biotitique qu'on observe, ne sont
autres que de grands cristaux de feldspaths présentant de sor-
tes de bourrelets contenant des lames de biotite i
la macle
devient floue au niveau de ces bourrelets. Ce phénomène pour-
rait s'expliquer par un magma hétérogène qui aurait commencé
à cristalliser avant sa mise en place dans les filons.
Fig 20
Feldspath présentant
un
bourrelet à
inclusions
biotitiques.

---

-
162 -
3.3.2.5 -
Le granite du Lycée
L'échantillon type de ce granite a été prélevé à
1
500 m (à l'Ouest)
du Lycée d'Odienné,d'où l'appelation du sous-
faciès.
Dans l'ensemble il est constitué d'affleurements
épars~en contact avec des roches vertes du Bagadian avec les-
quelles il est cartographiquement concordant et aussi des gneiss
de la zone broyée du Sassandra. C'est un granite de couleur
gris clair, affleurant soit en dalles,
soit en gros blocs ar-
rondis en croupe.
Il est le plus souvent orienté,
mais peut
être localement équant. Dans ce cas,
la taille des minéraux
est plus grande.
Les enclaves sont rares
on observe cependant, quel-
quefois des bouffées biotitiques.
Au microscope,
il présente une texture grenue,
lé-
gèrement gneissique avec une tendance cataclastique sur cer-
tains échantillons. Dans ce cas,
la schistosité est bien visi-
ble, soulignée par la biotite ou les platten-quartz. La com-
position minéralogique est caractérisée par les minéraux sui-
vants :
Quartz
Epidote
Plagiocalse
Chlorite
Feldspath potassique
Sphène
Biotite
Allanite
Muscovite
Hématite.
On s'aperçoit que la composition minéralogique est
la même que dans les deux premiers faciès.
Il faut cependant
signaler une répartition plus régulière de la biotite, l'abon-
dance des myrmékites et le fait que le plagioclase est grossiè-
rement maclé albite. L'épidote se rencontre soit sur le pla-
gioclase, soit sur la biotite en association avec la muscovite.
Elle apparaît par ailleurs plus abondante.

---

-
163 -
S/FACIES
DYENGUELE
FOULA
LYCEE
G. moyen
G. fin
G. moyen
G. fin
501
Po
45
Po
27
Po
142
Po
146
Si0
73,43
73,61
75,19
74,30
72,39
2
Al 0
14,18
14,83
13,61
13,38
14,79
2 3
Fe 0 t
2 3
1,44
1,40
0,87
1 ,11
1,93
t~nO
0,04
0,03
0,05
0,03
0,03
MgO
0,33
0,33
0,32
0,08
0,29
CaO
1,81
2,07
0,64
0,65
1,75
Na 0
4,20
4,20
4,25
3,73
4,31
2
K 0
3,33
2,64
4,79
4,64
3,88
2
Ti0
0,17
0,16
Traces
0,06
0,34
2
P 0
0,03
Traces
Traces
Traces
Traces
2 5
P.F.
0,44
1,05
0,7
0,65
0,76
Total
99.43
1DO,32
100,42
98,63
100,45
Tableau 24
Compositions chimiques des affleurements types
des granites homogènes.
Conclusion : Il ressort des donp.ées pétrographiques
que les trois sous-faciès sont minéralogiquement semblables
à quelques détails près:
importance de la biotite,
linéation
plus marquée, minéraux accessoires différents. On remarque
cependant des différences chimiques entre le sous-faciès
Foula et le sous-faciès Dyenguélé. En effet le sous-faciès
Foula présente des teneurs plus élevées en Si02 et K20 que le
sous-faciès Dyenguélé, alors qu'on observe l'inverse pour les
teneurs en Fe 0
et CaO.
2 3

---

-
164 -
3.4 - Les granites à biotite et à muscovite
3.4.1
-
Etude pétrographique
Ce type de granite, généralement désigné "granite à
2 micas" par les géologues travaillant dans la région, est très
peu répandu dans la zone étudiée par rapport aux granites à
biotite. Les affleurements rencontrés se répartissent le long
d'une ligne qui part de Massadougou au Sud d'Odienné,
suit
localement le
Koungoueniko, passe par Férédougou et Dian-
déguéla et se poursuit à l'Ouest de Maninian.
C'est un granite clair à grain moyen,
tendant par-
fois vers un grain fin.
Il est légèrement orienté. Cette orien-
tation devient plus perceptible dans les zones broyées. Dans
l'aire de répartition de ce granite,
nous avons rencontré une
?egmatite à tourmaline et muscovite, passant à une pegmatite
à tourmaline, muscovite et grenat dans les zones d'intense ac-
tivité tectonique. Mais nous nlavons jamais observé le contact
granite-pegmatite, la pegmatite n'ayant été trouvée qulen
éboulis.
Etude microscopique
Au microscope on observe une texture grenue,
parfois
en mortier,
voire cataclastique
(dans la zone de Sienso)
et
une composition minéralogique caractérisée par les minéraux
suivants :
Quartz
Biotite
Plagioclase
Muscovite
Feldspath potassique
Sphène
Zircon.
~~_9~~E~~ se présente comme dans le faciès homogène
en grandes plages, à extinction roulante ou sous formes de mi-
néraux sphériques inclus dans les feldspaths avec une extinc-
tion normale. Enfin il est présent sous forme de myrmékites,
mais en quantité moindre,
surtout par rapport au type Lycée.

---

-
165 -
~~_E!~9!~~!~~~ est automorphe à subautomorphe. Par-
fois tordu ou brisé,
il présente une extinction onduleuse et
une altération
(séricitisation) dont l'intensité est maximale
au centre des minéraux. Dans les lames très déformées on obser-
ve des antiperthites.
~~_~~!~~E~~b_E~~~êê!9~~est représenté par des miné-
raux
(microcline)
automorphes,
perthitiques et poecilitiques.
Quelques minéraux xénomorphes s'insinuent entre les autres
minéraux de la roche.
~~_~!~~!~~ est en lames de taille variable, automorphe
ou parfois xénomorphe. C'est une biotite brun rougeâtre lors-
qu'elle n'est pas déstabilisée,
riche en halos-pléochroiques
(zircon). Les lames chloritisées présentent des amas dioxydes
qui sont semble-t-il des aiguilles de rutile.
Les lames sont parfois corrodées par la muscovite et
le quartz avec lesquels, elles forment souvent des associations
symplectiques sur les extrémités.
~~_~~ê~~Y!~~ se présente soit sous la forme de lames
de grande taille,
limpide, subautomorphe, présentant des ex-
croissances aux extrémités; ces excroissances suivent parfois
les microfractures. Ces lames se rencontrent en association
épitaxique ou en croissance parallèle avec la biotite dont elles
contiennent de petites inclusions comme l'indique la figure
(21 A-B).
Ces inclusions nous amènent à penser que les grandes
lames de muscovite sont postérieures,
tout au moins au début
de la cristallisation de la biotite;
soit sous forme de lamel-
les et aiguilles issues de la déstabilisation de la biotite et
du plagioclase.
- Accessoirement on rencontre du zircon et du sphène.

---

-
166 -
B
Bi
MM'
MM••••il.
A -
Bi
Bill;t.
{ ~j
1..... 11.. d. ~;.lit. inclu.. du. 1. Muc•• II.
Fig. 21:
A
Association en épitaxie de la biotite et de la
muscovite.
B
Muscovite avec des excroissances.
3.4.2 -
Pegmatite associé
Au granite à 2 micas est associée une pegmatite dont
la composition minéralogique est la suivante :
Quartz
Biotite
Plagioclase
Sphène
Feldspath potassique
Tourmaline
Muscovite
(Grenat)
Zircon.

---

-
167
-
~~_g~~~~~ (abondant) est xénomorphe a extinction
roulante.
~~_~!~9~~~!~~~ est le plus souvent finement maclé
albite.
Légèrement altéré,
il est tordu ou cataclasé. On ob-
serve par ailleurs une albitisation bien nette sur certains
. ,
mlneraux.
~~_~~!~~E~~b_E~~~~~ig~~ il s'agit de microcline per-
thitique avec un quadrillage assez flou.
~~_~~~~~~i~~ est abondante et se présente en lames
ou lamelles disposées le plus souvent suivant la schistosité,
moulant les minéraux de feldspath ou emplissant les microfrac-
tures.
Elle se rencontre aussi en amas. Les lames de grande
taille présentent des excroissances très développées sur les
bords,
donnant à l'ensemble une forme amiboïdale.
~~_~i~~i~~ est rare et presque complètement déstabi-
lisée.
~~_~~~~~~!i~~ est représentée par des minéraux auto-
morphes,
de taille variable, pléochroïque dans les jaune-clair
à jaune-vert. Sur les minéraux de grande taille, le pléochroïs-
me de la partie centrale diffère de celui des parties périphé-
riques.
Il varie du jaune-clair à un jaune-vert-olive. Ces
mégacristaux sont aussi poecilitiques
(quartz en facule et
muscovite) .
~~_9~~~~~ apparaît dans les zones broyées et se dis-
pose plus ou moins suivant la schistosité.

---

-
168 -
3.5 - Granite ou granodiorite circonscrit?
Un affleurement de quelques dizaines de mètres d'un
granitoïde à biotite a été observé à environ deux kilomètres
à l'intérieur du sillon du Bagadian,
non loin d'un affleurement
de métarhyodacite. C'est la seule manifestation de ce qu'on
pourrait assimiler a un massif circonscrit. Cependant la proxi-
mité des granites de Foula et de Dyenguélé,
et des granodiori-
tes,
laisse subsister des doutes quant au caractère circons-
crit car il est possible que cet affleurement soit simplement
une apophyse de l'un de ces massifs. L'étude pétrographique
montre qu'il s'agit d'un granitoïde légèrement grossier,
pres-
que mésocrate à texture grenue, présentant au microscope les
minéraux suivants
:
Quartz
Carbonate
Plagioclase
Epidote
Feldspath potassique
Sphène
Biotite-chlorite
Opaques.
~~_9~~E!~ est représenté par des plages xénomorphes,
polycristallin, à extinction roulante avec des bandes de défor-
mation parallèles à "l'allongement".
Il présente des contacts
nets avec les autres minéraux surtout le plagioclase.
~~_e~~9i2~!~~~ est automorphe, de grande taille avec
de belles formes qui montrent qu'à un moment donné ce minéral
s'est développé librement sans la concurrence d'autres minéraux;
cette cristallisation a dû être relativement rapide car elle
fige la forme des cristaux.
Il s'agit d'une oligoclase à en-
viron 25 % d'anorthite avec un zoning assez net
(An 20
An25
et une altération intense localisée toujours dans la partie
centrale, alors que la bordure reste plus limpide.
Il s'agit
probablement d'une autoaltération au cours de la cristallisa-
tion, c'est ce qui explique la limpidité des parties externes.
Le plagioclase est de loin,
le minéral,
le plus
important de la roche.

---

-
169 -
~~_~~!~~E~~b_E~~~~~~9~~ est représenté par un micro-
cline subautomorphe à xénomorphe, occupant le plus souvent le
vide laissé par le plagioclase et la biotite. Ses rapports
avec le quartz montrent que les deux minéraux ont cristallisé
simultanément.
Il apparaît en quantité assez limitée dans la
roche.
~~_e~~~~~~ est abondante et représentée par des miné-
raux trapus,
ayant subi l'effet de la cataclase qui se traduit
par un intense émiettement, des formes fléchies ou kinkées et
une intense chloritisation.
~~_~b!~~~~~ est issue comme nous venons de le signa-
ler plus haut,
de la déstabilisation de la biotite.
~~_~~~~~~~~ est issue de l'altération des plagio-
clases.
~~_~~~e~~~~~ apparaît, soit en grands cristaux auto-
morphes, parfaitement maclés,
regroupés en nids,
soit en miné-
raux de forme amiboïdale,
envahissant certains feldspaths ou
s'insiuant dans les microfissures. Compte tenu de la faible
basicité du plagioclase,
il est clair que le carbonate ne peut
pas provenir essentiellement de la déstabilisation de ce der-
nier. D'ailleurs les regroupements en nids hors du plagioclase
et la position parfois fissurale excluent cette éventualité.
Une cristallisation à partir des derniers produits volatils
explique mieux cet apport important de chaux.
La position fis-
surale et les nids de carbonate sont conformes à cette hypothèse.
~~_~Eb~~~ se rencontre le plus souvent sur les reli-
ques de la biotite altérée.
Des opaques indéterminables au microscope parsèment
la roche.
En définitive,
l'échantillon étudié,
répond aux des-
criptions des granites circonscrits du Nord de la Côte d'Ivoire
d'après ARNOULD
(1961), de par son gisement;
à l'intérieur des
sillons et son caractère plagioclasique.

---

-
170 -
Cependant l'abondance du plagioclase et la rareté
de feldspath potassique,
le rapprochent des granodiorites,
cette tendance est confirmée par l'analyse chimique
(voir nOl04
tab14
). Nous opterons donc ~our l'appelation granodiorite
plutôt que celle de granite.
3.6 - Remarque
A?rès l'étude des différents faciès,
quelques remar-
ques s'imposent
-
la minéralogie à l'intérieur des grands faciès
varie dans les limites assez étroites;
-
tous les granitoïdes étudiés, présentent les carac-
tères de formations syncinématiques
(torsion de plagioclase,
petits décrochements au niveau des macles,
extinction onduleu-
se du quartz ou de l'ensemble des minéraux dans certains échan-
tillons, début de kinkage des micas, plus parti~ulièrement de
la biotite,
recristallisation du quartz et même de la biotite
dans certains cas)
-
l'altération hydrothermale s'observe dans tous les
faciès et se caractérise par les phases minérales suivantes
séricite, chlorite, ~uscovite et tourmaline. Cette dernière se
rencontrant uniquement dans les pegmatites associées aux gra-
nites à biotite et muscovite;
-
le caractère plagioclasique de l'ensemble des gra-
nites est net;
- enfin le caractère magmatique de ces granitoïdes
est évident : zoning des plagioclases et du feldspath potassi-
que souligné par des inclusions orientées.

---

-
171
-
4 - l n,tvr.p/[é.taüon dM donné.M c.fûm..i.quM
4.1 - Action de l'altération postmaqmatique
Au cours de l'étude pétrographique,
nous avons
cons ta té que
les grani toïdes dl O:1ienné représentaient une altération
postmagmatique plus ou moins accentuée selon les échantil-
lons. Cette altération s'exprime essentiellement par des
minéraux hydroxylés ou hydratés:
la muscovite,
la séricite,
l'épidote et la chlorite . . .
En quantifiant approximativement l'intensité de
l'altération avec la perte au feu, nous examinerons dans ce
qui suit si cette altération a
entraîné des modifications
profondes dans la composition chimique des roches
"totales".
(fig.22
a-b-c).
L'analyse de la figure n022 montre qu'il n'existe
aucune relation entre les variations des
teneurs en
Na 0,
CaO,
K 0,
Fe 0 ,
Tio ,
MgO et la perte au feu.
2
2
2 3
2
Cette absence de corrélation entre les variations
de ces éléments et la perte au feu,
démontre que les modifi-
cations postmagmatiques si elles ont atteint les minéraux,
n'ont pas influencé profondément la composition chimique des
roches "totales".
En d'autres
termes les caractères chimiques
des roches sont originels et non acquis secondairement.
4.2 - Caractéristiques chimiques
Les résultats d'analyses chimiques,
nous montrent
que comparativement aux roches magmatiques communes, de même
type,
les granites d'Odienné se singularisent par
(tale n027)
-
une abondance de Na 0 qui se traduit au niveau
2
de la pétrographie semble-t-il par une charge plagioclasi-
que très importante;

---

CaO
- 172 -
5
*
*
* **
-IE-H-
d"
3
*
a
~
*
cJr
2
0
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* ~ ~ *
*
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2
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MgO
3
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*
~
b
*
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*
0
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0
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2
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3
PF
Na20
6
*
*
*
..
0*;\\, *e
*
c
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*~*o
*
0 0
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0
0
o'---,---.--,---,.-..-...----r----r-.---,.-..-,........,--.--,---,.-.---,...,--r-r-r-.---T"""""""1r-r-r-r--r-T"""""""1r-r-r..
0,5
1
1,5
2
2,5
3
P F
Fig 2:L a, b, c
Relation entre la perte au feu et CaO,
MgO et Na20
* granodiorite, .. granites hétérogènes, 0 granites homogènes
o granites à 2 micas.
1

---

TI02
- 173 -
2
d
*
o~
@
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0
0
0,5
1.5
2
Z,5
3
PF
K20
...
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*
0 0 Cl\\) *[J
0
5
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t $**0
*0 * A
4
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0
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-+c
2
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PF
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5
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*
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* *
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f
-+c o-+C -+c
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iOi~~ .0
1
i
i
i
i
i
i
~
0
i
i
1
0,5
1,5
2
2,5
3
PF
Fig 22 d ,e, f
:
Relation entre la perte au feu et T iOZ , KZO et FeiJ3
* granodiorite, :If granites hétérogènes, 0 granites homogènes
o grani tes à Z micas.

---

-
174 -
~ Granodiorites Granites Granites Granites
EL
hétérogènes
homogènes
à
2 micas
Sio2
64,97
71,92
73,80
72,69
A1
15,06
14,28
14,11
14,78
20 3
Fe203
5,02
2,11
l,4O
l,56
Mno
0,09
0,16
0,03
0,03
Mgo
1,62
0,56
0,25
0,43
Cao
3,66
l,53
1,09
0,71
Na 0
3,90
3,89
3,99
3,38
2
K 0
3,42
4,25
4,18
4,62
2
Ti0
0,68
0,23
0,16
0,21
2
P 0
0,22
0,09
0,02
0,1
2
5
PF
0,84
0,59
0,73
1,38
TOTAL
99,48
99,61
99,76
99,89
Tableau
25 - Compositions chimiques moyennes des granitoldes d 'Odienné.

---

175
,
,. 0
_ 2110
_100
(1
-3 0
K-{Na .. C a J _
--1'-
J
I •. · U - - - -
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1-
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1
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100·
u..
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1
l
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UlM
N
~
•'"Z
1
ViIC"l
- -- - 100·
K_(Na. Ce)
-3VO
_200
-100
CI
Fig. 23 -
Grille de classificéltion
des
locl,t'~; l(jllt'e:; <idll:; I(~ dldqrdllllll<' <"lI-'.IlI'·
(H de la ROCHE 1964)
Les paramètres
sont calculés
d
partir des 111111 ldtol1le:;-ql'dIlHlICS d" chaque·
(-10111('111
contenus dans
100 9
de
roche
ou
de mln(~rd1.

---

F = K- (Na +Ca)
176 -
-200
-160
-120
-80
-40
o
40
.0
•
o
20
•
o
o
o
o
•
LJ
o
o
50
•
•
o
•
••
100
*
•
*
• *
*
/
120
*
*j
•
o
o
•
•
o
200
•
o
o
o
o
o
o
•
•
o
o
•
..,
n
.....
160
'"
()
N
+
o
'"
Z
•
+
•
o
~
•
1
•
~
Cf)
120
o
*
*
•
*
•
80
* liruodlorltn
•
r léttuglnu
40
o r lOlllogèm
a T i Uotltc ct , blllmltc
- 200
-160
.120
- 80
o
40
F
K - Na + Cô'l
Fig 24
Les granitoïdes d'Odienné dans les diagrammes Q.F BF de H de la
Roche
(1964)

---

-
177 -
-
une teneur
très faible en MgO, ce qui entraîne
un rapport Fe 0 +/Fe 0 + + MgO très élevé de l'ordre de 0,50
2 3
2 3
-
un rapport K/Na + K, de l'ordre de 0,59, ce qui
semble indiquer une charge en feldspaths alcalins presqu'aus-
si
importante qu'en feldspaths potassiques;
-
une faible
teneur en Ti0 2 d'une façon générale.
Les teneurs élevées de Na20 sont compensees par
des teneurs relativement faibles en caO.
Ce qui implique un
plagioclase à faible basicité. Cela a été constaté au cours
de l'étude pétrographique et confirmé par quelques dosages
a la microsonde.
En effet les formules structurales établies
a partir des analyses au CAMEBAX,
montrent que les plagiocla-
ses dans les faciès granitiques sont de l'albite-oligoclase
(cf. p.21).
Enfin les faibles
teneurs en MgO,
sont liées a la
destruction de la biotite et/ou de l'amphibole.
4.3 - Caractères géochimiques
4.3.1
-
Méthodologie d'approche: Jes
diagrammes chimico-minéralogiques.
Les caractères géochimiques des granites ont été
précisés à partir de représentations graphiques chimico-
minéralogiques. Mais compte tenu du caractère assez récent
de certains des diagrammes utilisés dans cette étude,
un rap-
pel sommaire est proposé en annexe.
4.3.2 -
Interprétation des
tendances géochimiques.
4.3.2.1 -
Introduction
Dans chacun des diagrammes utilisés,
les échantil-
lons analysés ont été reportés sous forme de points et inter-
prétés suivant les propriétés des diagrammes.

---

-
178 -
4.3.2.2
-
Diagrammes -
Q.F.B.
4.~.2.2.1 - Généralités
Diagramme Q F B
L'établissement de ces diagrammes a
été développé
en annexe comme nous l'avons signalé en introduction.
Les
principes de base ayant présidé
au choix des paramètres
son t
:
-
précision dans la définition des points figura-
tifs des minéraux essentiels.
-
la grande dispersion des barycentres des
roches
totales entre les minéraux réels ou
théoriques.
Les paramètres utilisés sont les suivants
Q = si/3 -
(Na
+
K +
213 ca)
F = K -
(Na
+
ca)
B =
Fe + Mg + Ti.
De façon complémentaire on utilise dans
Q-Fi
ALK = Na + K.
L'établissement de grilles à partir de fichiers
ajoute aux propriétés chimico-minéralogiques de ces diagram-
mes une propriété de nomenclature
(voir
fig.
).
4.3.2.2.2 - Diagramme Q- F
(fig.24)
L'ensemble des points représentatifs des granitoï-
des d'Odienné dans les diagrammes Q-F et B-F présente une
répartition oblique,
d'axe de direction plagioclase quartz +
feldspath potassique.
Cette distribution met ainsi en éviden-
ce,
une évolution d'ensemble silico-potassigue.

---

-
179 -
Dans
le détail,
on observe l'ébauche d'une diffé-
renciation des faciès pétrographiques individualisés,
sans
toutefois aboutir à une discrimination nette.
Les
zones de
chevauchements sont non seulement fréquentes mais disconti-
nues de sorte qu'on ne peut parler de passage continu entre
faciès.
Il apparaît par ailleurs sur ce diagramme des
dérives dues à la silicification en relation avec des phé-
nomenes de cataclase.
Les échantillons Po 11 et Po 396 il-
lustrent très bien ce phénomène.
D'autre part,
si on fait l'analyse des points
représentatifs,
on remarque que
:
-
les granodiorites tendent vers le domaine
des
diorites quartzifères en charge de quartz et de ferro-magné-
siens
;
-
les granites hétérogènes semblent présenter plu-
sieurs
(4)
faciès d'après la répartition des points figura-
tifs,
les compositions varient des granodiorites aux granites.
Cependant le contrôle pétrographique ne permet pas de discri-
miner ces différents faciès
;
-
les granites homogènes présentent de fortes va-
riations de K -
(Na + Ca)
; ce phénomène semble liée au ca-
ractère sodique de ces roches et aux variations capricieuses
de Na
;
-
les granites à grain fin associé au granite du
Dyenguélé,
se répartissent
sur
toute l'aire des granites
homogènes.
Ce qui confirme leur lien avec ces dernières et
laisse supposer aussi
une différenciation analogue à celle
de ces granites
-
les granites à deux micas, sous reserve du nom-
bre restreint d'analyses,
ne sont pas discriminables des
granites homogènes.

---

-
180 -
Par ailleurs, on remarque que l'axe d'évolution
des granites,
n'est pas dans le prolongement de celui des
granodiorites.
Ce phénomène peut exprimer deux f a i t s :
-
soit que les granites et les granodiorites ne
présentent aucune filiation;
il s'agirait dans ce cas de
deux magmas différents
-
soit que le décalage est dû aux transormations
(microlinisation + silicification)
subies par les granites.
Enfin,
si on se réfère aux grilles de nomenclature
établies par les auteurs on se rend compte du caractère gra-
nodioritique a adamellitique des granitoïdes étudiés. Seuls
les termes les plus évolués atteignent la zone des granites
francs.
Signalons cependant que le caractère granodioritique
à adamellitique est accentué par le caractère sodique de
ces granitoïdes, qui décale les compositions parallèlement
à K-(Na + Ca),
phénomène qui va de pair avec un caractère
sensiblement plus siliceux que la moyenne des adamellites
et granites.
L'absence ou la rareté des "granites vrais"
en Côte d'Ivoire avaient d'ailleurs déjà été signalé par
MARMO (1965)
et CASANOVA
(1973).
4.3.2.2.3 - Le diagramme B-F
De façon générale,
le nuage des points des grani-
toïdes étudiés, montre une évolution du stock ferro-magnésien
des granites aux granodiorites.
Cependant dans le détail, l'axe d'évolution des
granites ne se trouve pas exactement dans le prolongement
du nuage de points des granodiorites tout comme dans le dia-
gramme Q-F.

---

-
181 -
Les granites dans leur ensemble montrent une pente
plus faible. Ce fait semble
traduire la faible variation des
ferromagnésiens lorsque le rapport plagioclase/feldspath
potassique varie dans les différents faciès et aussi le man-
que de relation entre les variations du plagioclase et de la
phas~ colorée. Ici, comme dans le diagramme Q-F, les faciès
ne peuvent pas être distingués avec netteté.
4.3.2.2.4 - Conclusion partielle (orB)
A ce stade de notre étude,
il ressort de nos in-
vestigations une évolution globalement silico-potassique
des granitoïdes. Cette évolution silico-potassique est accom-
pagnée par une diminution corrélative des minéraux ferroma-
gnésiens.
Si dans ces diagrammes les granodiorites se sépa-
rent aisément des granites. Par contre les recouvrements au
niveau des granites sont si fréquents qu'une discrimination
faciès par faciès à partir des seuls diagrammes,
n'est pas
possible. Cela n'est pas lié à la capacité de séparation des
diagrammes, mais aux caractères mêmes des granites; varia-
tions souvent aléatoires de certains éléments sans relation
avec l'évolution générale du faciès auquel ils appartiennent.
Si on se réfère aux grilles de nomenclature établies
dans ces diagrammes,
l'ensemble des granitoïdes étudiés évo-
lue d'un pôle diorite quartzique vers le pôle granitique.
La majorité des compositions se situe dans les domaines
granodiorite et adamellite.
4.3.2.3 - Triangle Q3 - B3 - F3
Ce diagramme met en évidence les relations entre
les granitoïdes et leurs différents matériaux sources possi-
bles.

---

182
G
fig. 25 Représentation des granitoïdes d'Odienne dans le diagramme Q3 - 8 3 - fJ à.
H. d. la ROCHE .1 AI (1980 J
* Gruadiariles
•
r kêtêragènes
o l .amagènu
o
T i .Ia!lte et i lmasca,lte
* •
*
• *
•
o
o
C.o
o
•
(0
•
"'*
0
o
o
•
•
••
•
•
••
o
•
o
~ o
•
o
o
o
0 0 ( ' ; ; ; \\ · · 0
0
o
o
~
0
-:)0
0
o 0
o
o •
0 0
0
0
0
• cP
0
o
o
•
0 0
00
•
AA
'0
' 0
30
40
50
80
MM
Fig.26
Les granitoïdes d'Odienné dans le triangle CC. AA. MM. de H. de la ROCHE et AI (1980)

---

-
183 -
Dans ce système,
les points figuratifs des grani-
toïdes d'Odienné s'ordonnent selon un ensemble apparemment
continu atteignant le champ de la muscovite.
La majorité
de ces points reste a
l'intérieur du triangle quartz-felds-
paths-phlogopite.
Cette répartition confirme, d'une part le caractère
peu alumineux et essentiellement biotitique des granites;
d'autre part que les granites désignés jusqu'alors sous le
vocable de granites à
2 micas dans
la région n'atteignent
que rarement le chimisme de ces types de granites,
en par-
ticulier de ceux par exemple de la chaîne varisque européenne.
En fait,
la distribution au-delà du côté Q3 F3
traduit non seulement la muscovitisation observée à
l'étude
pétrographique,
mais aussi une décroissance de la proportion
du plagioclase et de la biotite par rapport à celle du quartz.
Comparativement à des granites à
biotite étudiés
dans d'autres régions
(de la
ROCHE et al.
1980,
ISNARD 1982),
on rema rque un carac tè re plus
bioti tique
des g ra ni tes d' Odi en-
né. Cela correspond au caractère granodioritique prononce
de ces granites,
fait signalé par ARNOULD
(1960)
dans la
région de Korhogo.
Dans le détail,
on remarque une répartition en cinq
groupes correspondant aux
granodiorites
(1),
granites hété-
rogènes
(III)
sans discrimination entre les deux types ou
sous-faciès,
aux roches homogènes
type Dyenguélé
(IV)
aux
roches homogènes type Foula
(V)
et au groupe
(II)
formé en
majeure partie par des échantillons du
type Dyenguélé, mais
nettement plus cataclasés que les autres du même faciès.
Dans
ces échantillons du groupe II,
le taux de feldspath est re-
lativement plus élevé,
à cause certainement des circulations
d'eau. Par ailleurs l'aire occupée est décalée par
rapport
a l'ensemble.
Quant au
type Lycée il se répartit sur les groupes
IV et V.

---

-
184 -
Ce
type d'évolution, peut rendre compte
des mé-
canismes de fractionnement magmatique des minéraux colorés
et feldspathiques. Mais l'existence d'un léger décalage ou
d'une variation de
tendance entre les granodiorites et les
granites suggère un modèle non continu et peut être la possi-
bilité de l'existence de deux lignées différentes.
4.3.2.4 - Triangle CC AA - MM
Dans ce diagramme,
les points représentatifs des
granitoïdes d'Odienné se répartissent de façon parallèle
au côté CC l'lM.
Cette observation est identique à celle faite par
H.
De La ROCHE et al.
(1980)
au cours de l'étude des granites
de GUF et de GEOGEN en France,
et qui
traduit,
nous le pen-
sons un chimisme peu différencié du plagioclase et de la bio-
tite.
L'étude des minéraux séparés confirme ce caractère.
Comme dans le diagramme Q3 B3 F3,
les points figu-
ratifs pénètrent dans le triangle par le côté AA.CC. et s'or-
donnent jusqu'au côté AA-MM.
La localisation des granites
à proximité du côté AA-MM est la preuve qu'il s'agit d'un
ensemble assez évolué et alcalin.
Ce comportement traduit
évidemment la pauvreté des granites en anorthite,
mais aussi
un certain caractère "alumineux" et ferrifère des biotites
de ces granites. Cette remarque est conforme aux données pé-
trographiques et à l'étude des minéraux séparés qui ont abou-
ti à la mise en évidence d'un plagioclase dont la
teneur en
anorthite varie entre
3 et 15 % et des biotites dont les
proportions en
oxyde d'aluminium et de fer avoisinent ou
dépassent respectivement dans les échantillons
17 % et 21
%
(cf.
tableau
10).
Les points LepLésentatifs se répartissent en
trois zones, gui recouvrent respectivement,
les granodiorites
(zone 1), les granites hptérogènes
(zone
II), et les granites
homogènes
(zone
III)
avec des échantillons de fJranites hétéro-
gènes dôns la zone des granites homogènes et des fJranodiorites.

---

-
185 -
Enfin,
les échantillons de granite à biotite et à
muscovite se localisent au pôle Al et K et dans l'axe d'évo-
lution générale.Ces granites s'inscrivent donc normalement
dans la suite des granites à biotite.
L'étude pétrographique permet de voir que la difé-
férenciation en granites à 2 micas est liée à des phénomènes
deutéritiques se situant vers la fin du phénomène magmatique.
En définitive,
on remarque dans le diagramme CC.
AA.~W, une évolution entre un pôle plagiobiotitique et un
pôle enrichi en feldspath potassique. Contrairement au trian-
gle Q3. B3. F3 et les diagrammes Q.F.B.,
les décalages trans-
versaux semblent beaucoup attenués dans le triangle CC.AA.MM.
Le quartz étant le seul minéral qui n'intervient pas dans
ce diagramme,
il faut croire que l'atténuation des décalages
est due à l'absence de son influence. Autrement dit,
les
décalages observés dans les autres diagrammes sont liés au
moins partiellement au quartz.
Ici,
comme dans Q3 -
B3 -
F3,
le déploiement des
points figuratifs des différents faciès peut être interprété
par un m6dèle de différenciation magmatique par cristallisa-
tion fractionnée.
4.3.2.5 - Triangle ~S
AC
MM
La répartition des points figuratifs des granitoï-
des dans le
triangle SS
AC
MM, oppose de façon plus éviden-
te un groupe A plagiobiotique, constitué de granodiorites
et un groupe B silicopotassique réunissant l'ensemble des
granites. ~)
A l'intérieur de ce dernier groupe,
on distingue
trois zones;
une zone B1 constituée par des granites hété-
rogè~es, une zone B3 formée de granites homogènes et une
zone intermédiaire B2 formée par l'association des deux.
~1 ) Le groupe A correspond au qroupp 1 du diagramme CC.AA.MM. et le
groupe B è II ct III.

---

186 -
o 'b".>
.0
8
0
~ o
d'o
0
'b'\\-
0
0
.
0
0
o 0
0
0
0 0
0
'b'
•
/.~
•
~
* •
0
*
0
*
•
*
•
•
•
•
B
30
Fig. 27
Les granitoïdes d'Odienné dans le triangle 55 - AC, MM de H. de la ROCHE et AI (198Q)
* Grllodlorltes
• r 'ëUro,èaes
o l' "lIo,èles
o T i "otite et i ,,"cnlle
o
o
•
•
•
-10
o
o
·10
Fig.28
Rclpartitlon du granltordu d'Odlen6 dans le diagramme OR"' MM"' X
de H. de la ROCHE et AI (1980)

---

-
187
-
Entre le groupe A et le groupe B, on observe une
discontinuité assez nette qui est certes en rapport avec le
caractère acide, et la quantité du plagioclase, mais aussi
avec un enrichissement "brutal" en quartz et feldspath potas-
sique. Cet enrichissement est accentué par la déstabilisation
de la biotite signalée lors de l'étude pétrographique.
Le déploiement des points figuratifs pénètre dans
le
triangle sur le côté SS -
AC au-dessus du plagioclase, c'est-
à-dire au-dessus de SS = 40. Ce comportement est conforme dans
ce diagramme à l'évolution des lignées calco-alcalines.
On peut conclure que l'ensemble des granitoïdes
tend à se développer selon une
tendance commune aux associa-
tions plutoniques calco-alcalines
: fractionnement des miné-
raux colorés,
développement du plagioclase et quartz pr.écoce.
4.3.2.6 - Diagramme X, OR* MM*
Rappelons que dans ce diagramme,
l'index OR*-MM*
est nul pour des assemblages purement quartzo-feldspathiques
OR*M~l*> 0 indique un caractère alumineux, alors que OR*.~l*<
indique un caractère cafémique. La distribution des points
figuratifs des granitoïdes d'Odienné dans ce système,
laisse
apparaître un caractère cafémique évident des granites qui
se déploient d'après La ROCHE et al.
(1980) dans l'ensemble
suivant l'échine calco-alcaline ou suites granodioritiques.
Signalons cependant qu'un ensemble de points figu-
ratifs atteint la limite du domaine alumineux.
Le contrôle
pétrographique montre que ce débordement sur le domaine alu-
mineux est lié à la déstabilisation en muscovite de la biotite.
Dans le détail,
on peut mettre en évidence deux
lignées a caractère calco-alcalin

---

-
188
-
-
la
1ère est formée par les groupes
l et II
représentés par les granodiorites et les granites hétérogènes
-
la
2ème dont la répartition touche et dépasse
l'axe X,
est constituée par les granites homogènes
(III).
On observe par ailleurs quelques dérivations de
points figuratifs sans distinction de faciès,
qui se tradui-
sent sur le plan pétrographique soit par une microclinisa-
tion,
soit par une silicification,
soit encore par
une
déstabilisation poussée de la biotite.
4.3.3 -
Conclusion
Les données chimiques mettent en évidence le carac-
tère calco-alcalin du magma qui a généré les granitoïdes
de la région.
Elles montrent par ailleurs l'influence de la
microclinisation et de la silicification qui ont affecté
ces granitoïdes.
Cette microclinisation se manifeste par
une
tendance vers F3 dans Q3 B3 F3,
vers MM dans CC AA MM
et vers FK dans SS AC MM et x,
OR* -
MM*

---

-
189 -
4.4 - Données chimiques sur quelques minéraux des
faciès étudiés.
Cette étude portera essentiellement sur les felds-
paths potassiques,les plagioclases, et les biotites.
4.4.1
-
Plagiocl~ses
L'examen pétrographique a révélé dans
les grani tes
d'Odienné des plagioclases automorphes ou subautomorphes.
Aucune différence appréciable ne se dégage de cette étude.
L'analyse chimique a porté sur
10 plagioclases. Cette analyse
a été faite à la microsonde CAMEBAX et a donné les résultats
consignés dans le tableau . . . . • .
Sous réserve du nombre restreint d'analyses,
les
plagioclases des granites à biotite et muscovite
(P 368/15 -
o
P 368/16)
sont constitués par de l'albite Nill alors que les
o
granites homogènes et hétérogènes montrent des plagioclases
dont la composition varie entre
Ans
et An18.
Dans le premier
cas,
il s'agit de l'albite et dans le deuxième cas de l'al-
bite et de l'oligoclase associées.
De façon générale, on remarque comme cela a été
fait au cours de l'étude pétrographique que les variations
entre le plagioclase des deux grands faciès
(homogène et ho-
mogène)
sont très limitées. On peut cependant,
dire au vu du
résultat de l'analyse du plagioclase du granite à biotite et
muscovite considéré postérieur aux deux premiers cités, qu'il
y a une légère évolution au cours de laquelle un plagioclase
moyennement calcique passe à un plagioclase de composition
albitique. Ce qui est la preuve d'une évolution sodique
des granites.

---

-
190 -
1 . -
1
50/34
50/37
50/40
272/3
272/6
236/10
236/13
236/32
368/15
368/16
Si0
65.41
66.,33
67,01
67.71
63,95
65,60
65, (,4
65,18
66,49
65,95
2
111 0
21.33
21,56
20.39
20,64
21,94
19,92
22,15
21,73
21,25
21,21
2 3
FeO
-
-
-
0,01
-
-
0,02
0,03
MgO
-
0.02
0,02
0,02
-
-
0,01
0,01
0,02
CaO
2,49
2.47
1,25
0,64
3,89
1,07
2,54
2,56
1,67
1,55
Na 0
10,28
9,47
10,55
11,12
9,49
11,05
10,36
10,15
10,33
10,33
2
K 0
2
0,06
O. 14
0,03
0,06
0,12
0,02
0,14
0,03
0,02
0,26
Ti0
0,02
-
0,06
2
P~·~5
-
-
-
-
-
-
~:;")O
0,01
-
0,03
0,03
0,02
Total
99;60
99.98
99,26
00,24
99,39
97,69
100,86
99,69
99,77
99,39
Si
2,89
2,91
2,95
2,95
2,842
2,946
2,867
2,873
2,915
2,907
Al
1
1, 1 1
1 , 11
1,06
1,06
1,146
1,051
1,137
1,126
1,094
1,100
Na
0,88
0,805
0,90
0,937
0,816
0,959
0,8ï5
0,867
0,87
U, 883
Ca
0,12
0,115
0,06
0,028
0,184
0,051
0,117
0,121
0,078
0,074
K
0,005
-
-
0,005
0,005
-
0,005
0,015
Hn
-
-
-
-
-
0,010
-
~'gO
-
0,002
0,002
-
-
-
A1b
87,91
87,5
93,93
96,59
81,19
95
87,ï6
87,75
91,84
90,84
1
An
i1,59
12,5
6,06
2,88
10,30
5
11,73
12,7.4
8,16
7,61
a, sa
-
-
0,51
0,50
-
0,51
1,54
OR
1
Tableau 26:
Compositions chimiques et structurales de quel-
ques plagioclases des granitoïdes d'Odienné.
4 . 4 . 2
-
Fe Ids pat h s a I cal i n s
L'analyse à la microsonde CAMEBAX de quelques felds-
paths potassiques permet de constater qu'il n'y a pas de hia-
tus marqué entre les feldspaths potassiques des différents
faciès.
Tous les échantillons se situent au pôle orthose avec
des valeurs de OR supérieures à
95 %. On remarque par ailleurs
l'absence totale d'anorthite dans ces minéraux.

---

-
191
-
1 -
.
1-
Po 236/
Po 50/
Po 272/9
Po 272/26
Po 272/25
Si0
64,32
64,18
64,09
62,54
64,38
2
A1 0
18,21
18,42
18,70
17,70
18,52
2 3
FeO
0,02
0,01
0,08
0,01
Mgo
0,05
0,03
CaO
0,04
Na 0
0,22
0,18
0,49
0,49
0,43
2
K 0
15,89
16,22
15,75
15,62
15,20
2
Ti0
0,05
0,11
2
P 0
2 5
HnO
0,16
0,03
0,03
0,04
Total
98,84
99, 16
99,03
96,51
98,68
Si
3,00
2,99
2,98
3,00
3,00
Al
1,00
1 ,0 1
1,02
1,00
1,02
Na
0,02
0,02
0,04
0,02
Ca
0,02
0,005
Mn
K
0,95
0,97
0,94
0,96
0,91
OR
97,59
98,37
95,51
99,47
98,26
Alb
2,27
1,63
4,48
0,52
1 ,73
An
0,14
Tableau 27- Compositions chimiques et structurales de
quelques feldspaths potassiques des granites
d'Odienné.

---

-
192 -
La pauvreté en sodium du feldspath
alcalin
(potas-
sique)
vient du fait que l'albitisation est assez faible.
Celle-ci développe cependant, mais se localise autour du pla-
gioclase et non dans le feldspath potassique. Les seuls ap-
ports de sodium sont dûs aux perthites toujours peu développés.

---

-
193 -
4.4.3 -
Biotites
Nous disposons d'une quinzaine d'analyses de bioti-
tes dont une partie a été réalisée à la microsonde CAMEBAX
au laboratoire de chimie minérale de la Faculté des Sciences
de Nancy
(NANCY 1), à la microsonde
(CAMEBAX)
et l'autre
partie par voie humide au laboratoire de la SODEMI-ABIDJAN.
Le choix des minéraux analysés dans le cas de la
microsonde a été fait de façon à avoir dans les lots de bio-
tites analysées,aussi bien des biotites saines que des bio-
tites altérées
(chlorite,
muscovite).
D'autre part,
la microsonde ne donnant que le fer
total,
nous avons utilisé la moyenne des rapports Fe 0 /FeO
2 3
des analyses effectuées par voie humide à la SODEMI pour
calculer Fe 0
et FeO des analyses faites à la microsonde.
2 3
Une fois ce calcul réalisé,
la formule structurale de nos bio-
tites a été établie suivant la méthode préconisée par
Ferster
M.D.
(1960)
(base
24 oxygènes) .
Sur l'ensemble des analyses,
on remarque l'extrême
pauvreté en calcium des
biotites d'Odienné.
D'autre part,
la déstabilisation des minéraux ana-
lysés se manifeste de deux façons différentes.
1er cas
On observe une baisse de la silice qui est compensée
par l'augmentation de Al
0
et de FeO,
alors que K 0 chute
2 3
2
brutalement et prend des valeurs souvent inférieures à
1 %,
le titane diminue également.
2ème cas
Dans le second cas,
on observe d'une part une aug-
mentation de silice et de A1 0
,
d'autre part une baisse bru-
2 3
tale et simultanée du fer ,du magnésium et du
titane.
Le po-
tassium contrairement au premier cas se maintient dans les
mêmes proportions que dans la biotite saine.

---

...........
_,,·~.··_w··,'
-,.-, 'W',,"
- .' ".~
,,, -, "1
,
272)8
368/7
368}8
'36'S/lB"
'2T6/9
Po
614
607
272/23
272/24
272/7
13 T) '14
UT) 1S
' Cll5
'·'1.It.T'
t:rZ:Tz." ' ".
1
++
++
*
*
*
Si02
37,50
40,72
33,61
36,30
31 ,69
34,60
34,58
34,77
45,37
46,93
36,71
35,31
28,80
26,61
' 25,31
Al203
17 ,88
14,97
17,67
17 ,65
18,39
17 ,81
22,21
22,64
30,99
29,62
15,52
14,64
20,69
21 ,41
21 ,48
Ti02
2,50
2,55
2,24
2, 11
1 ,2O
2,52
-
-
0,13
0,12
1 ,97
1 ,61
1 ,26
-
-
Fe203
7,90
7,48
6,99
6,84
7,49
6,07
5,79
6,08
1 ,65
1 ,32
5,52
5,00
8,05
9,10
8,75
FeO
18,50
12,83
15, 19
14,88
16,29
13,15
12,59
13,22
3,59
2,86
12,01
10,86
20,86
19,80
19,02
-
.
-
l'1g0
5,52
9, 12
6,51
6,57
2,66
5,69
8,38
7,44
3,17
1 ,66
10,90
11 , °1
6,64
9,25
8,92
1'1 nO
0,16
0,30
0,38
0,34
0,16
0,36
0,97
1, 12
0,23
0,04
0,39
0,25
0,58
0,48
0,61
CaO
0,56
2,24
0,09
0,02
0,24
0,08
0,06
0,13
0,01
0,09
-
-
1 , 12
0,06
-
Na 0
0,14
0,48
-
0,02
-
0,02
0,04
0,12
0,11
0,16
0,06
0,01
0,19
-
-
2
.
K 0
5,55
6,25
7,94
9,04
4,56
9,89
9,16
8,54
9,70
10,90
9,89
10 ,33
2,67
0,43
0,10
2
NiO
-
-
0,12
-
-
-
-
0,19
0,02
-
0,04
-
-
-
-
Si
5,586
5,916 '
5,377
5,586
5,497
5,540
5,263
5,336
6,192
5,458
5,649
5,681
5,934
5,636
5,531
Al
2,414 .
2,084
2,623
2,414
2,503
2,460
2,737
2,664
1,808
1 ,542
2,351
2,319
2,066
2,364
2,469
Total
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
Al
0,716 1
0,478
0,707
0;786
1,253
0,898
1 ,245
1 ,246
3,175
3,259
0,461
0,453
2,958
2,979
3,060
Ti
0,281
0,277
0,268
0,242
0,156
0,303
-
-
0,001
0,012
0,226
0,193
0,195
0,00
0,00
Fe 3+
0,89~~17
0,838
0,791
0,976
0,731
0,661
0,100
0,169
0,135
0,638
0,602
1 ,242
1,446
1 ,439
Fe 2+
2,315
1,557
2,026
1 ,913
2,359
1,760
1,066
1,696
0,405
0,326
1,543
1,459
3,89
3,505
3,471
1'1g
1 ,232 :
1,972
1 ,546
1,506
0,682
1 ,356
1,898
1,700
0,643
0,339
2,495
2,638
2,036
2,013
2,900
Mn
0,017
0,034
0,052
0,041
0,020
0,048
0,123
0,143
0,024
0,004
0,051
0,032
0,099
0,082
0,111
Total
5, 451 1 5, 135
5,437
5,279
5,445
5,095
4,993
4,885
4,417
4,075
5,414
5,377
10,119
10,925
10,981
,
Ca
0,349
0,014
0,004
0,042
0,014
0,009
0,018
0,001
0,012
0,247
0,013
0,089
-
-
-
Na
0,035
0,130
-
0,009
-
0,006
0,009
0,028
0,024
0,041
0,009
0,003
0,074
-
-
K
1 ,061
1 , 151
1 ,613
1,774
0,009
2,019
1 ,773
1 ,668
1,680
1,909
1 ,941
2, 116
0,693
0,114
0,026
Ni
-
-
0,014
-
-
-
-
0,046
0,002
-
0,005
-
-
-
-
Total
1, 185
1,630
1,641
1,787
0,051
2,039
1,791
1,760
1,707
1 ,962
1 ,955
2,119
1 ,014
0,127
0,026
Tableau 28
Compositions chimiques et structurales des biotites des granitoïdes
.....
d'Odienné.
(* chloritisation presque
totale,
++ muscovitisation
\\.0
presque
totale).
+::-
..
......... ..
,.~, ,-,._-,....~~'".."..,......~~ ....,.~,,~.- .-
~._-
-,~ ~--,.. ....,....--.~ ." ...." ..,,,',."

---

-
195 -
Biotites des R. Ign6es ['ralcllins et calca-alcalins)
Biotites des R. M611marphiques et m6tlsomltiques
1
Biotites des schistes et gneiss
,
Biotites dis charnackites acides
FeO+MnO
feO +MnO
feZ03 + noz
MgO
Â
•
1 ..:'
..: ~.
~,,@ • •
Â
......................................••.....
50
MgO
Fig. 29a
Les biotites des granitoïdes d'Odienné dans le diagramme
de Heinrich
* Biotites des gnnodiorites
Â
Biotites des granites homogènes
@
Biotites des granites hétérogenes
•
Biotites des granites à Z micas

---

-
196
-
Ces deux types de transformation correspondent res-
pectivement à la chloritisation et à la muscovitisation, phé-
nomènes que nous avons signalés lors de l'étude pétrographique.
Ces conversions biotite-chlorite-muscovite, corres-
pondent en tous points à celles décrites par
RENARD
(1971)
dans les granites de Mortagne
(France)
et ABDEL KADER
(1973)
dans les granites de la Roche-sur-YON
(Vendée,
France).
ETUDE GEOCHIMIQUE
Dans le diagramme de Heinrich,
les biotites de la
reglon d'Odienné occupent un espace allongé, qui
traduit une
diminution du magnésium des granodiorites aux granites,
liée
à une augmentation du paramètre FeO + MnO dans le même sens.
si cette évolution est assez visible entre les
biotites des granodiorites et celles des granites,
elle de-
meure plutôt floue entre les différents faciès granitiques.
C'est là encore une preuve du caractère peu différencié de
ces granites.
D'autre part,
en nous rapportant aux zones de ré-
partition des biotites selon leur origine d'après N.M. GOKHALE
(1968),
nous remarquons que les biotites des granitoïdes de
la région d'Odienné,
se déploient dans la zone des biotites
des roches ignées et celles des biotites des granites "méta-
morphiques" et métasomatiques. Cela est une creuve du carac-
tère assez complexe de ces roches.

---

-
197
-
Dans ce diagramme
(Fig29b~qui établit la relation
entre R2 + et R3+ + dans la couche octaédrique des biotites,
les points figuratifs des biotites des granitoïdes d'Odienné
se situent au-dessus de la bissectrice,
hormis les
2 échantil-
lons présentant une muscovitisation presque totale.
Ces biotites se caractérisent donc par une grande
proportion en cation bivalents, ce qui est une indication de
la faiblesse des substitutions des ~ations bivalents et qua-
drivalents dans la couche octaédrique. Néanmoins on remarque
que ce remplacement est relativement plus prononcé dans les
granites que dans les granodiorites.
D'autre part on observe deux modifications importan-
t e s ; la
1ère traduisant la muscovitisation et la
2ème la
chloritisation.
En référence a l'étude de ces deux diagrammes nous
pouvons retenir le caractère peu différencié des biotites des
granitoïdes étudiés.
Cependant,
la projection d'une partie des biotites
dans la zone des biotites de granitoïdes métasomatiques du
diagramme de Heinrich,
semble témoigner d'un réarrangement
chimique lié aux circulations de fluides pouvant être en
rapport avec les phénomènes tectoniques ayant affecté la région.
4.4.4 -
Conclusion
Au cours de la différenciation magmatique, on re-
marque,
une évolution du plagioclase qui devient plus sodique.
Les biotites par contre semblent n'avoir pas beau-
coup évolué hormis les biotites du faciès à biotite et a mus-
covite. Cette stabilité du caractère de la biotite,
peut
s'expliquer par une relative stabilité de la
température de
cristallisation.

---

-
198
-
. R 2+
/
/
/
/
2
H
/
@
Â
•
/
•
@
@
/
•
@
/
/
/
1
/
/
/
/
/
•
/
@
/
1
2
3 RJ++ R4
Fig.
29 b Relation entre R2+
et (RJ+ + R4+)
dans la couche octaédrique
des biotites des granitoïdes d'Odienné
.. Biotites des granodiorite:l
Â
Biotites des granites homogènes
@
Biotites des granites hétérogènes
• Biotites des granites i 2. micas

---

-
199 -
En effet l'indice Pet/pet + Mg qui caractérise l'é-
volution chimique des biotites et dont l'augmentation est liée
à une décroissance de la température de cristallisation d'après
les expérimentations de WONES et EUGSTER (1965)
est pratique-
ment le même dans les granites homogènes et hétérogènes.
Ceci explique en partie le caractère très proche de ces grani-
tes.

---

-
200 -
4.5 -
Eléments en
traces
4.5.1
-
Introduction
La teneur des éléments en
traces dans les roches ou
les
minéraux,
leur comportement au cours du magmatisme,
leur rapport
entre eux,
ou avec les éléments majeurs,
sont des données très
importantes pour expliquer la
formation
des roches magmatiques et
les processus qui conduisent à cette formation.
Les éléments en
traces apportent des indications précieuses sur la composition du
magma primaire et contriuent parfois à des classifications chimi-
ques dans certaines séries
(TREUIL M. al.
1973,
1980,
1981,
ALLE-
GNE C.J. et al.
1977, WINCHESTER et al.
1977). Certains d'entre
eux,
dont l'apparition et la quantité sont liés aux conditions de 1
la roche ou du minéral qui les contient,
sont d'excellents indica-
teurs pour la recherche des minéralisations.
D'autres sont utili-
sés "comme traceurs de l'évolution des processus pétrogénétiques
(JORON et al.
1982). Dans la présente étude,
il sera question du
baryum du strontium,
du rubidium,
du nickel,
du vanadium du cuivre
et du chrome dosés dans les granitoïdes.
4.5.2 - Géochimie
4.5.2.1
- Baryum
Le baryum entre dans la constitution des
micas
et des
feldspaths potassiques où il se substitue au potassium par rapport
a
a
auquel il a un
rayon ionique assez
voisin
(8a 1,43 A,
K 1,33 A).
Il est connu que le baryum entre préférentiellement dans les
felds-
paths potassiques plutôt que dans les
micas.
Le rapport de concen-
tration Ba
Ba dans les micas est de 2.
Fk
D'après RANCI/IN et BARUIER
(1969),
la composition de la
roche,
intervient dans ce rapport.
Leurs calculs montrent que les
faciès mélanocrates donc basiques ont un
rapport plus élevé que
les
faciès acides.
Dans le tableau
(31),
nous avons consigné les moyennes
des teneurs des différents
faciès.
Au vu de ces moyennes,
on cons-

---

-
201
Ba
t200
•
ttoo
tooo
900
800
a
700
600
500
400
•
300
o
200
o
tOO
o
O l - - - - - - - r - - - - - - - , r - - - - - - r - - - - - - . - - - -.....-~
2
3
5
Cao
Fig
30a Rèlation entre
Ba et Cao
(Cao
pris comme indice de basicité)
•
granodiorites.
•
granites
hétérogènes.
0
granites homogènes
o granites à 2 micas.

---

- 202 -
ta te que les différences entre les
faciès à biotite et le granite
à biotite et muscovite ne sont pas
tranchées.
Cette constatation
peut être un argument en
faveur du caractère très proche de ces
granites. Le report des résultats d'analyses des granitoïdes d'Odien-
né dans un diagramme rectangulaire en
fonction
de CaO
(fig.30a)
permet de constater une très grande dispersion dans la répartition
des points
figuratifs.
Dans le détail,
on observe une distribution
homogène pour les points représentatifs des granodiorites
(zone A)
deux zones d'influence pour les granites hétérogènes
(81
et 82)
et quatre zones pour les granites homogènes
(C1,
C2,
C3 et C4).
Par ailleurs entre la zone C4 des granites homogènes et les zones
82 et C3 qui la précèdent,
on
remarque une lacune de baryum située
entre les teneurs 250 et 400 ppm.
D'autre part,
si on considère CaO comme indice de basici-
té,
on
remarque qu'aucune corrélation n'apparaît clairement; alors
qu'habituellement on observe une corrélation positive entre le
caractère basique des
roches et les teneurs en baryum.
Par ailleurs
on constate curieusement des teneurs très élevées en baryum dans
certains échantillons de granites homogènes
(moins basique que les
granites hétérogènes et les granodiorites).
Le contrôle pétrogra-
phique montre que ces
fortes
teneurs ne sont pas
liées à la micro-
clinisation signalée lors de l'étude pétrographique.
D'ailleurs
les
résultats analytiques des majeurs ne montrent pas une évolution
de K 0 en liaison avec des
teneurs élevées de baryum.
La grande
2
dispersion dans la répartition des points représentatifs
et
la
lacune observée entre 250 et 400,
s'intègrent difficilement dans
un contexte génétique continu.
Elles suggèrent plutôt un
modèle
complexe.
Enfin,
signalons que les zones de répartition
définies
plus haut,
ne recouvrent pas entièrement des
faciès pétrographiques
hormis les granodiorites.
4.5.2.2 - Strontium
2
Le strontium (Sr +) a un
rayon
ionique intermédiaires
entre entre K+ et Ca++.
Avec K+ il présente une relation suivant
d .
t .
b 1 .
.
. l '
.,
l
'
C 2+
t n
2+
. 1
une
lrec Ion 0
lque prlvl eglee,
a ors qu avec
a
e
ua
1
est en
relation suivant une direction
verticale privilégiée. C'est
ce qui explique sa présence dans les
feldspaths potassiques et les
plagioclases où il
remplace l'un ou l'autre de ces éléments
(K+ ou Ca++

---

-
203 -
Sr
450
350
b
•
250
•
. 150
•
o
50
CaO
Rb
•
"50
c
o
350
250
150
50
2
3
5
Cao
Fig
3üb-c
Relation entre
sr,
Rb et cao
•
granodiorites,
•
granites
hétérogènes,
0
granites homogènes
o granites à 2 micas.

---

-
204 -
K.S. HElER et S.R.
TAYLOR
(1959) ont montré que les modalités de
ce remplacement sont assez complexes.
D'après K.K.
TUREKIAN et D.L.
KULP
(1956),
la teneur en
strontium des roches granitiques
est directement
fonction
de la
teneur en calcium. Ces mêmes auteurs donnent une teneur moyenne
du strontium dans les granodiorites qui
est de l'ordre de 440 ~g/g.
La moyenne des dosages sur les granodiorites d'Odienné est de cet
ordre.
Le report de nos résultats d'analyses sur le graphique
Sr (CaO)
où CaO est pris
en
tant qu'indice de basicité comme dans
le cas du baryum,
confirme l'existence d'une corrélation positive
entre le strontium et le caractère basique ou granodioritique des
granitoïdes d'Odienné.
Les
teneurs passent de 30 ~g/g dans les gra-
nites à biotite homogènes à
515 ~g/g dans les granodiorites.
Il faut signaler cependant,
comme dans
le cas du baryum,
qu'un certain nombre d'échantillons,
présente un
enrichissement en
strontium sans liaison avec le caractère basique de la roche.
Enfin,
pris
faciès
par
faciès,
on
remarque un aspect
assez regroupé pour les points
représentatifs de granodiorites
comme dans le cas de baryum alors que les
faciès
granitiques
for-
ment plusieurs ilôts dispersés qui ne s'identifient pas
en
totalité
avec ceux observés dans le cas du baryum.
Ainsi,
au niveau des gra-
nites hétérogènes,
on observe toujours deux zones de répartition
8182 et 8'1.
La première zone 8182 est
formée par certains échantil-
lons du 81
et le 82 du baryum.
La zone 8'1
est constituée par le
reste des 81
identifiés dans le cas du baryum. Dans
les granites
homogènes,
on n'a plus que deux aires de répartition;
C3 C4 et C1C2
qui représentent respectivement les zones C1
et C2 et C3 et C4 sur
le graphique du baryum.
Ici aussi,
on
remarque une lacune de teneur de strontium
qui
renforce l'idée de faci0s non cogénéliques avec peut être des
facteurs d'enrichissement distincts.

---

-
205 -
NI
o
o
30
20
a
10
00
0
Fè + Mg + Ti
V
*
140
if-
*
*
120
t
*
100
•
b
*
80
0
*
60
40
o 0
0
•
o·
0
•
0
•
0
20
•
0
0
0
20
40
60
80
100
Fe+Mg + Ti
Fig
31a-b
Relation entre
Ni, V et
Fe
+ Mg
+ Ti
•
granodior ites,
•
grani te s
hétérogènes,
0
granites homogènes
[J
granites à
2 micas.

---

-
206 -
4.5.2.3 -
rubidium
Contrairement au baryum et strontium,
les
teneurs
en
rubidium s'acroissent depuis les granodiorites jusqu'aux granites
homogènes,
il apparaît donc une corrélation négative entre CaO et
les teneurs en rubidium.
Dans le détail,
la répartition
est très proche de celle
du strontium à la différence que la lacune n'existe presque plus.
Remarque
:
Les échantillons
tectonisés présentent une
perte de CaO qui n'est pas concomittante d'une perte en rubidium
Cette perte de CaO se traduit par un
déplacement horizontal
des
points
figuratifs
des
échantillons concernés.
%
%
PPm
PPm
PPm
Ba/Sr
Rb/Ba
Rb/ Sr
Faciès
K20
CaO
Ba
Sr
Rb
Grano-
3,41
3,63
749
417
144
1,80
0,20
0,34
diorite
Granite
3,39
1,23
593
216
150
2,75
0,25
0,69
hétérogène
Granite
3,82
1 , 19
492
219
177
2,25
0,36
0,81
homogène
Granite à
4,62
0,71
470
182
207
2,58
0,44
1 , 13
2 micas
Tableau 29
-
Variations du potassium,
calcium,
baryum,
stron-
tium et rubidium dans les granitoïdes d'Odienné.
Les moyennes ont été faites
à
partir des analyses qui
ont servi à
faire l'étude des
éléments
en
traces.
4.5.2.4 -
Nickel
et vanadium
Ces deux éléments décroissent sensiblement des granodio-
rites aux granites homog~nes en passant rar le faci~s hétérog~ne.
Cette décroissance suit d'une façon
générale la diminution
du carac-
tère
ferromagnésien.
On observe une corrélation
entre ces deux élé-
ments et Fe + rlg + Ti
cette corrélation
est plus m[]rquée pour
le
vanadium que le nickel
(firj.12b).

---

Cu
- 207 -
o
'20
'00
o
80
*
60
4t
*
*
~
40
~
/
*
/
20
0
/
0
*
0
~
•
0
•
/ 0
0
000 0 •
o
•
0
Fe+ Mg+ Ti
Cr
0
0
220
o
•
o
o
180
o
140
•
*
o
•
0
0
•
_0IIL.....
" - - _
...,.----.
.. •o
100
o
0
o
. .
o
•
----
o
o
60
o
•
20 L-..,----..-----r-~r__-_r_-_.__-.....,...-__.--r_-...,._-_;.
o
20
40
60
80
'00
Fe+ Mg+ Ti
Fig 31c-d Relation entre CU,
cr et Fe + Mg + Ti
•
granodior ites,
•
grani tes
hétérogènes,
0
granites homogènes
o granites à 2 micas.

---

- 208 -
Faciès par
faciès,
la discrimination
en zone n'est pas
aussi évidente que dans les cas déjà étudiés surtout pour le nickel.
On observe par ailleurs entre les granodiorites
et les
granites une lacune géochimique très marquée,
différente de celle
signalée avec le barium et le strontium.
Sur le graphique du nickel,
on
remarque que quelques é-
chantillons de granites homogènes présentent des
teneurs
très éle-
vées en nickel
tout en gardant une valeur Fe + Mg + Ti normale;
c'est-à-dire proche de la moyenne des
faciès
homogènes.
Ces échan-
tillons,
appartiennent à la population enrichie en strontium et
baryum.
L'observation pétrographique ne laissant appara1tre aucu-
ne différence par rapport aux autres échantillons de même faciès,
il semblerait que cet enrichissement brusque en nickel n'est lié
ni à la chimie des majeurs de la roche,
ni à sa pétrographie comme
dans le cas du strontium et du baryum.
Il
faut donc admettre,
un
apport extérieur à la
formation
magmatique.
4.5.2.5 -
Cuivre
Le cuivre présente une relation positive assez nette avec
Fe + Mg + Ti. Sa teneur croit de l'ordre de ~g/g dons les granites
homogènes à plus de 50 ~g/g dans les granodiorites.
Cette régression des
teneurs dans
la différenciation
magmatique est bien connue (RANCHIN,
1971).
Et son
existence dans
les
formations d'Ddienné montre que le cuivre n'a pas été remis
en mouvement.
4.5.2.6
- Chrome
Le chrome est généralement associé au
fer
et constitue
un bon indicateur du caractère basique des
formations granitiques.
Sur un diagramme Cr
f
(Fe + Mg + Ti),
une corrélation positive de-
vrait se dégager pour confirmer ce caractère d'indicateur de dif-
férenciation.

---

- 209 -
Plusieurs auteurs ont confirmé ce résultat
(RANCHIN,
1 970 ) ,
PO TH I N 1973). Le r e po r t
d e nos an a lys es don n e un
t 0 u t
au t r e
résultat.
Nous observons en
effet une relation assez complexe qui
peut se décomposer en trois relations simples
:
a)
Une 1ère population de points d'échantillons de granite
homo~ène et les granites D 2 micas présente avec les points repré-
sentatifs des granodiorites une relation positive sur le graphique
Dans ce cas les échantillons les plus riches en chrome sont donc
les plus évolués.
Les teneurs en chrome diminuent avec
l'augmenta-
tion
du caractère ferromagnésien,
ce qui
est contraire au comporte-
ment de cet élément au cours de l'évolution granitique.
b) Une 2ème population constituée en majorité d'échantillons
de granites hétérogènes auxquels sont associés quelques points de
granites homogènes présente une relation horizontale avec des gra-
nodiorites.
Autrement dit,
il n'y a pas eu d'évolution des
teneurs
en chrome avec l'évolution du caractère granodioritique.
c)
Enfin,
une 3ème population
formée de granites homogènes
présente une corrélation négative.
Cette dernière relation
esl
conforme aux résultats généralement obtenus.
La
2ème relation est une preuve du caractère fortement
granodioritique des granites
étudiés
et surtout des granites hété-
rogènes.
Quant à la 1ère relation,
la seule explication qu'on puis-
se donner,
est que le chrome,
se localisant plus généralement dans
les micro fissures
(GONI. J.
1956),
1 es
faciès
les plus évolués qui
sont aussi
les
faciès les plus tardifs d'après la chronologie que
nous avons établie se seraient enrichis par lessivage des premiers
surtout au niveau des zones diaclasées. Mais cela reste à prouver
en
faisant
des
études de plaque" minces.
4.5.2.7
-
Remarque
Les points représentatifs des granites
~ 2 micas s'asso-
cient à un point près aux granites homogènes.

---

- 210 -
4.5.3 -
Enseignements de la géochimie des
éléments
en
traces.
La distribution des
éléments
en
traces dans
les grani-
toïdes d'Odienné,
traduit dans sa grande partie une régression du
caractère basique des granodiorites aux granites
homogènes
en pas-
sant par les granites hétérogènes.
Entre les
faciès
homogènes
et
les
faciès hétérogènes,
la différenciation
est observable mais
légère. Par contre,
entre les
faciès
homogènes et
le faciès
à
"2 micas" il est di fficile d'établir une relation.
Ces deux observations rendant compte du
caractère complexe
des granites,
mais surtout du
fait
que le faciès
à
deux micas,quoi-
que présentant les caractères pétrographiques de ce type de granite,
n'en est pas un réellement,comme l'a d'ailleurs soupçonné J.M.
STUSSI
pour les granites à 2 micas de Côte d'Ivoire d'une façon
générale.
Par ailleurs,
il
est a remarquer que les zones géochimiques
déterminées,
ne correspondent pas très
exactement aux faciès pétro-
graphiques.
D'autre part
l'analyse faciès
par
faciès
du comportement
surtout du baryum et du strontium sugqère l'idée de faciès non
co-genétiques qui présenteraient des
facteurs d'enrichissement
di fférents.
Enfin,
si on S8 refère aux conclusions de TAUSON (1984)
à
propos de la géochimie des
éléments
en
traces des roches précam-
briennes,
on remarque que les granitoïdes d'OdLf'nné,
par leurs
élé-
ments en traces,
s'identifient à
quelques variations près aux gra-
nitoïdes palingénétiques et calco-alcalins.

---

- 211 -
B -
LE GABBRO DE NIAMASSO
1 - IntJr.oduc.üon
Au Nord-Ouest du village de Niamasso situé à environ
16 kilomètres à l'Ouest d'Odienné,
affleure un massif de gab-
bro dans un environnement granitique. C'est un massif a sec-
tion plus ou moins circulaire ayant environ deux kilomètres
de diamètre.
L'affleurement est constitué de blocs épars sur
la la téri te.
COUTURE
(1968)
l'a cartographié comme une norite.
Pour MATHEZ et LOUP
(1974)
c'est un gabbro mélanocrate à hy-
persthène subordonné. TAGINI
(1980)
le situe dans le cadre
lithostratigraphique en le rattachant aux gabbros à hypesthè-
ne du complexe plutonique abronien dont il définit les carac-
tères comme s u i t :
"massifs intrusifs,
peu ou pas orientés,
elliptiques,
dont les dimensions axiales maximales varient
entre 8 et 11
km ...
Ils ont une
tendance a
la
zonation,
pré-
sentent une différenciation en diorites et un autométamorphis-
me aboutissant à des amphibolites".
(TAGINI
1971,
p.
78 à 82).
Dans l'exemple décrit nous n'avons pas observé de zonation au
sens strict,
comme le signale TAGINI. Cependant,
sur la
bor-
dure,
nous avons rencontré localement une ortho-amphibolite
sur laquelle nous reviendrons dans les paragraphes suivants.
C'est une roche massive,
mélanocrate,
très résistan-
te au
marteau. Au microscope,
elle présente une texture gre-
nue,
avec une tendance cumulative et dont la minéralogie est
caractérisée par:
le pyroxène,
l'amphibole et le plagioclase
auxquels sont associés l'épidote,
les opaques,
la biotite et
l'hématite
(traces).

---

- 212 -
~~_EYE2~~~~, est représenté par de l'hypersthène et
de l'augite. Le plus important étant l'augite. Ce sont des
minéraux de taille variable,
automorphes à subautomorphes.
Ils
sont souvent englobés par l'amphibole et le plagioclase.
On observe parfois des inclusions d'augite dans
l'hypersthène et vice-versa; dans ce cas,
une auréole réac-
tionnelle se développe autour du minéral inclu.
On rencontre aussi des traces d' ouralitisation de
fin de cristallisation magmatique liée à la circulation des
fluides.
~~~~Eb!~21~_lb2~~~1§~g§_~§~~~l semble le minéral
le plus important de la roche,
on observe deux générations
:
la première génération est représentée par des minéraux sub-
automorphes à xénomorphes,
englobant des cristaux de pyroxè-
ne.
Autour de ces minéraux inclus, on observe une légère
frange réactionnelle. Le pléochroïsme est vert-olive clair a
jaune-vert.
La deuxième génération est constituée d'ouralite
qui corrode les pyroxènes sur leur pourtour et le long des
plans de clivages. Des oxydes opaques qui leur sont souvent
associés résulteraient probablement de cette déstabilisation.
~~_E1~9!2~1~~~ : est constitué de longues plages sub-
automorphes à xénomorphes caractérisés par leur extrême fraî-
cheur. Tout comme l'amphibole il englobe le pyroxène. Les me-
sures effectuées nous donne du labrador à AN60 à
70. Quelques
minéraux automorphes sont englobés par l'amphibole.
La biotite est une phase qui occupe l'espace intergra-
nulaire au contact des oxydes opaques.
~~~E!92~§_§!_Ç~E~Q~~~~~ : on rencontre des traces
d'épi dote e t r:lf~ carbonate qui
témoignen t d'une pseudomorphose
tardi ve.
~~~_2E~9~~~ sont relativement abondants et se ren-
contrent presqu'exclusivement dans le pyroxène.

---

- 213 -
3 - RemaJl.que.
L'étude pétrographique ci-dessus a permis d'établir
l'ordre de cristallisation ci-après:
MINERAL
ORDRE DE CRISTALLISATION
0 P x
C P X
l
I I
AMPHI
PLAGIO
?
BIOTITE
OPAQUES
EPI DOTE-CARBONATES
..
Tableau 30
:
Ordre de cristallisation des
minéraux
du gabbro de Niamasso.
4 - Po-6.t:ti.o YI. -6:Owc.:tuJr.aie.
La fraîcheur des phases minérales primaires de cette
roche,
la texture cumulative très apparente,
l'absence totale
de déformation et de retromorphes liées au métamorphisme ébur-
néen,
montre que ce massif n'a subit aucun phénomène tectono-
métamorphique depuis sa mise en place.
Or KNOFF (1965)
TAGINI
(1971)
situent les
gabbros à hypersthène à la phase abronnienne.
Rappelons que
cet auteur divise le magacycle éburnéen
(2300 à 1550) de
Côte d'Ivoire en deux phases:
une phase précoce dite phase
abronnienne à laquelle il rattache des plutonites discordants
dont les gabbros à hypersth~ne,
et une phase majeure dite
baoulé postérieure d'environ 60 millions d'années à la phase

---

- 214 -
abronniènne. 8i
tel est le cas,
ces gabbros à hypersthène
devraient subir des déformations et des retromorphoses liées
au métamorphisme de la phase majeure du mégacycle éburnéen ;
ce qui n'est pas en accord avec l'étude pétrographique du gab-
bro de Niamasso que nous venons de voir.
Par ailleurs,
si on se refère aux derniers
travaux
de LEMOINE (1968),
qui
divise le "mégacycle éburnéen"
de TAGINI en deux cycles distincts; le Burkinien et l'Ebur-
néen" 88",
i l faudrait admettre que le gabbro à hypersthène
de Niamasso se situe à la fin du Burkinien et que par ailleurs
cette zone a été épargné par les évènements
tectonométamor-
phiques de l'éburnéen au sens de LEMOINE.
Rappelons que l'é-
burnéen au
sens de LEMOINE se caractérise par un épimétamor-
phisme ou parfois même l'absence de métamorphisme.
En conclusion, on peut affirmer que le massif de
gabbro à hypersthène de Niamasso est postérieur à la phase
majeure de déformation et de métamorphisme du cycle éburnéen
au sens large.
Le
tableau ci-dessous donne l'analyse chimique de
ce gabbro. On notera la faiblesse des
teneurs en silice et
potassium alors que la
teneur en calcium est plutôt élevée.
Po575
40,75 15,92
11,01
2,81 0,13 8,88 15,55 1,52 0,16 0,84
0,8
1,94
99,59
Tableau 11
Analyse chimique du gabbro de Niamasso.
Nous avons
trouvé sur la bordure du massif un af-
fleurement que nous avons qualifié d'amphibolitique. Au micros-
cope on observe une association minéralogique composée d'am-
phibole, de plagioclase,
de chlorite,
de muscovite-séricite,
d'épidote-zoïsite,
d'apatite et d'opaques.

---

- 215 -
L'amphibole est automorphe à subautomorphe,
le
plus souvent en voie de chloritisation et d'épidotisation.
C'est le minéral le plus important de la roche.
Il s'agit
d'une hornblende verte.
Le plagioclase est représenté par
des cristaux de grande taille,
subautomorphes à automorphes,
complètement envahis par la séricite et l'épidote. Aucune
mesure n'est possible sur les minéraux
i
mais à l'importance
de l'épidotisation, on peut admettre qu'il s'agit d'un pla-
gioclase assez basique probablement de même basicité que celui
rencontré dans le gabbro.
~~_~b!~~~~~ est relativement abondante i elle est
issue essentiellement de la chloritisation de l'amphibole.
~~~E~2~!~ est représentée par la pistachite et la
zoïsite,
elle provient de la déstabilisation de l'amphibole et
du plagioclase.
On rencontre aussi de l'apatite et des opaques.
D'après TAGINI
(Communication orale),
cette amphi-
bolite serait un témoin possible de la granitisation. Autre-
ment dit,
elle serait issue du métamorphisme de contact en-
gendré par la mise en place du granite.
L'étude pétrographique ne confirme pas cette inter-
prétation, car si on observe une amphibole et un plagioclase
semblables a ceux rencontrés dans le gabbro, on remarque ce-
pendant une absence totale du pyroxène
(même pas en relique)
or aucune indication ne permet d'admettre une pseudomorphose
complète de ce minéral en amphibole. Nous avons vu par ailleurs
dans l'étude du gabbro que l'amphibole et le plagioclase a-
vaient eu une cristallisation synchrone. Ceci est confirmé
par le fait que ces deux minéraux englobent le pyroxène;

---

- 216 -
d'autre part,
si le pyroxène avait été complètement pseudo-
morphosé, on aurait retrouvé des minéraux d'amphibole résul-
tant de cette transformation dans le plagioclase
; or ce
n'est pas le cas. On est donc amené à admettre que cette
amphibolite n'est pas le gabbro transformé bien que le plagiocla-
se et l'amphibole présentent les mêmes caractères dans les
deux roches.
En tenant compte de l'absence de pyroxène, de l'ana-
logie de composition minéralogique des deux roches et surtout
en rappelant que dans le gabbro,
lors de la cristallisation
de l'amphibole et du plagioclase,on avait un liquide magmati-
que dans lequel baignaient les pyroxènes déjà cristallisés,
on peut admettre une migration de ce liquide plagioclasique
et amphibolique qui aurait donné naissance à cette différen-
ciation locale. L'intense altération s'expliquerait alors
par la circulation de fluides à la faveur des fracturations
qui ont d'ailleurs facilité la migration.

---

GEOCHIMIE
DE
L'URANIUM
ET
DU
THORIUM

---

- 217 -
IV - G~OCHIMIE DE L'URANIUM ET DU THORIUM
A -
L'URANIUM ET LE THORIUM DANS LES ROCHES
1.1 - Formations granitoïdes
1.1.1 -
Teneurs moyennes
Les principales études faites sur les massifs grani-
tiques en particulier ou les granitoïdes en général donnent
des teneurs moyennes de 4~g/g pour l'uranium et de 13 ~g/g
pour le thorium.
Ces valeurs peuvent varier considérablement
en fonction de l'état de fraîcheur des échantillons considérés,
du caractère stérile ou fertile de la formation à laquelle
ils appartiennent, ou encore de phénomènes liés au magmatisme.
Ainsi COPPENS R.
(1973)
donne des
teneurs de
15 à
20 ~g/g d'uranium pour les formations granitiques contenant
des gisements uranifères. Ces valeurs peuvent parfois attein-
dre plusieurs centaines de ~g/g aussi bien pour l'uranium que
le thorium, comme le montrent les résultats obtenus par LAR-
SEN S.J.R. et PHAIR G.
(1954) qui sont de l'ordre de 200 ~g/g
pour l'uranium et 500 ~g/g pour le thorium.
Par ailleurs, parmi les granitoïdes,
on remarque,
d'une part que les granites ont une teneur en uranium plus
élevée que les granodiorites et tonalites,
d'autre part que
les leucogranites à 2 micas sont souvent plus minéralisés
que les granites à biotite.
Enfin,
comparés aux granitoïdes,
les syénites et
Dioritoides présentent des teneurs assez faibles;
de l'ordre
du ~g/g pour l'uranium et quelques ~g/g pour le thorium.

---

- 218 -
D'une manière générale,
il a été établi une rela-
tion directe entre la teneur en uranium et le caractère acide
des roches.
Les teneurs des différentes formations données
dans le tableau, ci-dessous,
illustrent bien cette relation.
ROCHES
U
(PPM)
ROCHES
U
(PPM)
R. ultrabasiques
0,03
( 1 )
péridoti te
0,01
(2)
R. basiques
1,00
( 1 )
Basal tes
0,14
(2)
R.
intermédiaires
2,00
( 1 )
Andésites
3,00
(4 )
Granite
3,60
(2)4,00
(3 )
R. acides
4,00
( 1 )
Rhyolite
5,00
(2 )
Tableau J2~eneurs moyennes en uranium des roches
(1)
COPENS
(1973), (2) ROCHES et ADAMS
(1970)
(3)
GUENOT (1983)
(4)
DYVAULT
(1984).
1.1.2 -
Rapport Th/U
L'uranium et le thorium dans les roches ignées cris-
tallisent le plus souvent ensemble dans le cycle magmatique
où le rapport Th/U est de l'ordre de 3.
(LE VAN TIET 1975).
Mais au cours des phénomènes tardi à postmagmatiques,
ils n'ont
pas le même comportement.
En effet,
l'uranium plus sensible aux conditions
d'oxydation à cause de sa faculté de passer de la forme
+4
U
à u+ 6 sera mobilisé plus facilement que le thorium. Cette
"désolidarisation" dans le comportement des éléments va évidem-
ment entraîner une variation du rapport Th/U.
Il est donc clair
d'une part, que ce rapport sera un indicateur de l'évolution
des teneurs en uranium et thorium de la roche après sa cristal-
lisation magmatique,
d'autre part, que ce rapport n'aura de
signification géochimique primaire que si les échantillons
sont frais et non atteints par l'altération météorique.

---

- 219 -
1.2 - Formations métamorphiques
Diverses études effectuées sur des roches me-
tamorphiques laissent apparaître une décroissance de la teneur
en uranium et thorium l'augmentation du degré de métamorphisme.
Cette décroissance est bien mise en évidence par l'étude de
HEIR (1973)
sur la géochimie du faciès granulite.
amphibolite facies
60
Th
u
010
granulite facios
BO
>-
u
c
.. 60
Th
u
:J
r:T
~
E
t 010
..
u
..
..
Cl.
20
0
10
20
30
010 0
2
6
8
10
Fig. 32
Evolution de la teneur en Uranium et en Thorium
au cours du métamorphisme
La principale explication avancée est la déstabili-
sation des minéraux hydratés au cours du métamorphisme prograde.
En effet,
il a été démontré par plusieurs auteurs
que
l'uranium et le thorium sont-incorporés aux réseaux de
certains minéraux exception faite de la partie adsorbée.
Or ces minéraux ne sont pas stables dans tout l'es-
pace de métamorphisme. Ils se déstabilisent en dehors de leur
domaine de stabilité libérant ainsi les éléments en traces
incorporés à leur réseau; c'est le cas de l'uranium et du
thorium.

---

- 220 -
Si les produits issus de cette déstabilisation peu-
vent incorporer les éléments en trace expulsés
(ce qui n'est
pas souvent le cas),
il
n'y a pas de perte de teneur appré-
ciable. Dans le cas inverse la baisse de teneur devient iné-
vitable et la roche issue de ces réaménagements sera moins
riche en uranium et thorium par rapport à
la roche initiale
même si sur le plan des éléments majeurs la transformation
n'est pas importante.
K.S. HElER (1973)
cite le cas des épidotes qui ne
sont pas stables dans le faciès granulite et dont les produits
de déstabilisation ne peuvent pas piéger l'uranium et le thorium.
1
En outre,
il a été prouvé que le métamorphisme crois-
sant se caractérise par des réactions de déshydratation et de
carbonatation :
Ex
Trérnolite + 3 calcite + quartz ~ 5 diopside + 3C0
+ 1H 0
2
2
3 Trérnolite + 5 calcite ~ 11 diopside + 2 forestérite + SC0 +3H 0
2
2
ou encore Hornblende + CC + quartz:
diopside + Pfs + H 0 + CO
2
2
Les inclusions fluides des roches du faciès granuli-
te étant essentiellement du CO ,
il faut admettre PC0 »PH 0.
2
2
2
Dans ces conditions il y a libération et expulsion d'eau qui
servirait, d'après les teneurs,
de véhicule pour certains
éléments en traces dont évidemment l'uranium et le thorium.
De cette brève analyse,
il ressort assez clairement
que les roches de haut degré de métamorphisme sont générale-
ment appauvries en uranium et thorium comparativement à des
roches issues d'un métamorphisme plus faible mais chimiquement
analogue et que cette pauvreté est due à la déstabilisation
des minéraux qui entraîne l'expulsion de l'uranium et thorium.
Cependant ce caractère de basse teneur
trouve des
exceptions dans certaines régions.

---

-
221
-
Ainsi M. GUNEY
(1982),
étudiant le comportement de
l'uranium et du thorium dans les granulites de Laponie au cours
du métamorphisme progressif précise :
" Les granulites de Laponie montrent la diversité
des intensités de rémobilisation de l'uranium en fonction des
types lithologiques dans un métamorphisme de haut degré con-
sidéré jusqu'à présent à tort comme systématiquement déprimé
en uranium et thorium".
En définitive, on retiendra le caractère mobilisateur
d'uranium et de thorium du métamorphisme.
Partant,
si les vo-
lumes affectés sont importants et compte tenu du pourcentage
non moins important libéré,
le métamorphisme peut être consi-
déré comme un vecteur possible de gisement : encore,
faut-il
que les conditions de reconcentration soient réunies,
ce qui
n'est souvent pas le cas.

---

-
222
-
2 - Tene~ moyenn~ en unanium et tho~~um d~ 6o~ma~o~ d'Od~enné
Les résultats des dosages des
teneurs en uranium
pour l'ensemble des formations d'Odienné et thorium pour les
granites essentiellement sont regroupés dans le tableau
Leur
traitement
statistique a permis de construi-
re les histogrammes de teneurs rassemblés dans la figure33.
2.1 - L1uranium
2.1.1 -
Les granites
La distribution des
teneurs en uranium total de
l'échantillonnage aussi bien global que par faciès définit
des histogrammes de fréquence n'obéissant pas à une loi simple.
On observe en effet,
une tendance a
la trimodalité,
mais as-
sez mal définie surtout au niveau du
type hétérogène.
Cette
complexité de la distribution est confirmée par
la droite de
Henry qui se présente dans
tous les cas,
sous la forme d'une
ligne brisée.
Il n'a pas été possible d'établir avec certitude
des critères de décomposition suivant les portions rectilignes
de cette droite de Henry.
Ce qu'on peut dire,
c'est que cette décomposition
obéit parfois à l'influence de l'altération et de la cataclase
qui sont intenses dans la région,
sans pour autant que cela
soit une règle générale.
En effet plusieurs auteurs
(RANCHIN
(1971)
BARBIER
(1971 et 1974)
EULRY et VARGAS
(1979)
AI-SHIBEL
(1982)
et
TURPIN
(1984)
ont mis en évidence le lessivage de l'uranium
au cours de l'altération.
Ainsi dans le massif granitique du MONT LOZERE,
sur
le gisement des Bondons,
EULRY et VARGAS montrent que la teneur
moyenne en uranium total de la roche saine qui est de 9.73 PPM
chute progressivement au cours de l'altération météorique et
atteint 6,31
PPM dans
le faciès
rubefié en boule
(fig36),
puis
3.99 PPI'1 dans le faciès arenisé
rubefié.

---

ClO
n 56
~
1 52
r""\\
N
N
48
44
40
36
32
n
n
28
24
20
t - -
~ en ch. global
16
~ hérogènes
't hémogènes
12
8
l -
r--
4
1--
,..........
rr ~
4
7
la
13
16
ug Ig
4
7
la
13
16
u JlS/9
4
7
la
13
16
u Jl9/g
Fig. 33
Histogrammes de fréquence des teneurs en uranium dans les granites d'Odienné

---

-
224 -
La décomposition de l'uranium total en uranium fixé
et uranium mobile,
permet à ces auteurs de constater une perte
de 30 % d'uranium fixé et 70 % d'uranium mobile au cours du
lessivage
(fig.36).Cette différence de comportement vient du
fait que l'un,
l'uranium fixé,
fait partie intégrante de la
maille des minéraux hôtes,
alors que l'uranium mobile,
est
seulement retenu par adsorption sur les surfaces des cristaux,
donc faiblement lié.
Enfin MOLLIER (1982)
et GUILLET (1983)
font remarquer
l'extrême mobilité Ge l'uranium dans les microfractures. Pour
MOLLIER cette mobilité aboutit à un lessivage, alors que
GUILLET soutient qu'elle aboutit a un enrichissement. Ce qui
est à retenir,
c'est que l'altération et la fracturation créent
des conditions favorables à
la remobilisation de l'uranium,
entraînant ainsi une modification de teneurs que nous remar-
quons ici au niveau de la décomposition de la droite de Henry.
Nous pensons qu'à ces deux paramètres s'ajoutent le
caractère pétrographique et minéralogique variable pour le
type hétérogène et surtout le contexte géologique pour l'en-
semble des faciès.
Roche
n
m
a
alm
Homogène
59
4,48
3,66
0,82
Hétérogène
40
3,45
3,20
0,93
U R ANI U M
Ensemble
99
4,06
3,77
0,93
Tableau 33
Paramètres de distribution des
teneurs en
uranium des granites hétérogènes et homogènes
d'Odienné.

---

-
225 -
2.1.2 -
Les métamorphites
Tout comme dans les granites,
les
histogrammes de
fréquence des
teneurs en uranium des métamorphites traduisent
une distribution hétérogène,
où les modes sont parfois très
difficiles à définir.
Sur l'histogramme de l'échantillonnage global
(méta-
basites + métaacidites sans orthogneiss),
on distingue cepen-
dant une trimodalité comme dans le cas des granites
(modes
0,75
1,75
4,5)
(fig. 34 p.228).
La droite de Henry confirme
ce découpage en se présentant sous forme d'une ligne brisée
à trois parties.L'échantillonnage global admet donc trois
populations de valeurs.
Faciès
n
m
a
al m
Métabasi te
24
1,20
1 , 1 2
0,93
Métaacidite
22
2, 19
1 ,32
0,60
Métabasi te-
46
1 ,67
1 ,33
0,79
Métaacidi te
Orthogneiss
20
1,83
1 ,36
0,74
Tableau 34
Paramètres de distribution des teneurs en
uranium dans les métamorphites.
On remarque d'autre part un coefficient de variabi-
lité
a/m très élevé dans les différentes formations métavol-
canites avec toutefois une valeur moins élevée pour les méta-
acidites.
Cette différence,
laisse supposer que ce caractère
est lié à la nature des roches. Cependant,
le fait que
a/m
dans les métaacidi tes, quoique faible par rapport à a/m dans les métaba-
sites reste élevé comparé à des résultats acquis dans des aci-
dites dans d'autres
régions,
permet de dire que le coefficient
de variation des métavolcanites,
s ' i l est influencé par la

---

-
226 -
nature des roches,
ne l'est que très légèrement.
Tout comme dans les granites,
nous pensons que les
perturbations des teneurs sont aussi liées à l'altération et
à la cataclase.

---

-
227 -
2.2 - Le thorium
2.2.1 -
Les granites
Les variations des teneurs en thorium des granites
sont très marquées sur l'ensemble des faciès avec quelques
valeurs anormales liées au sous-faciès de Tchégouela
(faciès
hétérogènes). Ces valeurs anormales semblent d'ailleurs cor-
respondre à une zone à monazite délimitée par le CRPG
(NANCY)
lors de l'établissement de la carte des minéraux lourds du
degré carré d'Odienné
(Rapport SODEMI N°
317-1974).
Les teneurs en thorium se dispersent donc entre 4,4~g/g
et 59 ~g/g soit des variations dans un rapport de 1 à 13,ce
qui est énorme.
L'histogramme de fréquence des teneurs présente une
tendance à la bimodalité que confirme la droite de Henry qui
se présen te sous forme de ligne br isée
(f ig.
34).
Tout comme dans le cas de l'uranium,
ces deux popu-
lations
ne correspondent pas à des caractères pétrographiques
et géochimiques spécifiques.
Les fortes valeurs aussi bien que les
faibles valeurs
sont dispersées dans les différents faciès sans qu'on puisse
dégager de population recouvrant une
"province"
pétrographique
ou géochimique hormis les valeurs que nous avons considérées
comme anormales et le cas des granites à deux micas qui présen-
tent de faibles
teneurs. Mais comme nous ne disposons que de
3 dosages d'uranium de ces granites nous nous gardons de tirer
des conclusions.
2.2.2 -
Les métamorphites
Nous ne détenons que très peu d'analyses de thorium
sur les métamorphites. Aussi,
nous nous bornerons à donner ici
la moyenne des résultats de ces quelques analyses, mais à titre
indicatif seulement.
Ces résultats sont consignés dans le tableau
ci-dessous.
Il faut cependant signaler qu'au vu de ces quelques
analyses on remarque que les quartzites et m6tarhyolites donnent
cles tencClrs comp2raiJlcs aux granites.

---

-
228
-
n
16
,...--
12
Ensemble métomorphite
-
B
~
4
f--
1
1 h
o
2
3
4
5
U JJg/g
Fig- 34
Histogrammes de frequence des teneurs en uranium
dans les metamorphites et des teneurs de thorium dans
les granites

---

...n
U jJg/g
U J.1g/g
....11
".JI
tI.JI
Il.1$
échant i 110nage
D homogènes
global
".n
'.21
_.21
'.2$
I.U
4.n
J.21
1."
I.T'
Cl.S
Q..I
o.J
o~ o.' ,
'.'
'.'
'.'
'.-
..'
o..
o.'
..- o.' ....., .
','
....
Th
jJg/g
U
pg/g
M.JI
....
li.n
4'.'
échant i 110nage
D hétérogènes
41.'
global
12.21
n.'
".'
'.n
Il._
'.11
Il.-
".-
Il._
J,21
',n
'.'
','
o.'
.,-
0.1
O.-
0.1
O.-
O.-
1
'.1
'.'
','
...
O..
O}
','
'J
O.-
, .
1
..
I.n
"
U jJg/g
U ;;g/g
'.2'
"'.11
4.11
J.II
•• 2'
J.U
métabasites
orthogneiss
1.11
1.11
1.n
l.n
•.n
1
2.JI
2.U
\\21
'.JI
O."
Z
\\,.
...
o.'
o.'
'.-
...
o.'
u
0)1
.._
1
_.n
'.'
o.'
-..
...
...
"
0,,' 0,,-
•
I,U
U jJg/g
·.'1
....
U jJg/g
•• 11
'.JI
J.lI
Ensemble métavolcanites
métaacidites
•.1'
J.U
....
l.n
2.la
I.JI
1.21
'.11
2.lt
1. JI
1.21
•. n
'.lt
Z
,
/
'.1
o.'
1.21
U
'.-
',' ',- o.' lU ••
O.J'
'1
u
O..
U
0..
"
, . , .
•
Fig 34'
Droites de HENRY

---

229 -
Element
Roche
n
m
cr
cr lm
Grani tes
35
24,5
13,21
0,53
Thorium
l-létamor-
phi tes
9
18,47
Tableau
35
Paramètres
de
distribution
des
teneurs
en
thorium
dans
les granitoldes et les métamorphites d 'Odienné.
3 - COJUl.é..f.aüon. e.n.tJte. f' uJr.a..uum et fe. thOJl...tum
3.1 - Introduction
Comme nous l'avons vu plus haut,
l'uranium et le
thorium
cristAllisent
souvent ensemble dans les
roches
ignées
où ils sont sous forme tétravalent.
Si les conditions restent
idéales pour les deux éléments,
le rapport restera le même au
cours de la différenciation.
Par contre si les conditions
viennent à être défavorables pour l'un des éléments ce rapport
est modifié.
Par exemple l'uranium plus sensible à l'oxyda-
tion à cause de sa faculté de passer de la forme U4 + à la
forme U+ 6 sera plus facilement mobilisé en un milieu oxydant
que le thorium.
L'étude de ce rapport peut donc permettre de
mettre en évidence les conditions de cristallisation et les
phénomènes qui ont affecté le magma.
302 - Dans les ~ranites
Les rapports des concentrations thorium et uranium
Th/U)
dans les granites d'Odienné varient entre
1,13 et 6,4.p
Le Rapport moyen définit par les auteurs Gans les granites et
de 3,05.

---

239 _
8
10
\\
12
14
16
18
20
22
24
26
U
pg/g
Fig. 35
Correlation entre l'uranium et le thonium dans les granites
d'Odienné
U et Th en ,...g/g

---

-
231
-
Le diagramme de corrélation Th/U obtenu à partir
de nos résultats montre, qu'en dehors des granites à 2 micas,
il y a une relation directe entre uranium et thorium
pour
la majeure partie des échantillons) . A des
teneurs fortes en
uranium correspondent donc des teneurs élevées en thorium.
Ce
fait a été noté par J.M.
STUSSI
(1970)
et RANCHIN G.
(1971)
.
d
l
h
. l .
d
vo~g~ds .
l
respect1vement
ans
es roc es Sl 1ceuses
es;rner1 lona es et
les granites à deux micas de St Sylvestre.
D'autre part,
sur le graphique,
les points se repar-
tissent en trois groupes:
entre Th/U = 1 et Th/U = 2,et
Th/U = 4, enfin Th/U = 4 et Th/U = 6. Chacun de ces groupes
admet un axe central d'équation:
y
= ax
On remarque par ailleurs que les rapports les plus
élevés ne sont pas forcément liés à de fortes
teneurs de thorium
comme on pourrait le penser,
mais plutôt à des teneurs anorma-
lement faibles d'uranium. Les échantillons correspondant a
ces teneurs sont des échantillons altérés ou mylonitisés pour
lesquels on peut considérer qu'il y a eu des remobilisations
secondaires surtout d'uranium.
Le diagramme matérialise ses remobilisations comme
le signale J.M. STUSSI
(1970)
par un déplacement des points
figuratifs de l'uranium vers les basses teneurs
tout en gar-
dant des valeurs de thorium se tituant dans la moyenne.
En définitive,
on remarque qu'il existe une corré-
lation entre le thorium et l'uranium dans les granites à bio-
tite qu'ils soient hétérogènes ou homogènes. Cette relation
n'est valable pourtant que pour les échantillons relativement
frais.
Quant aux granites à 2 micas,
la relation est plutôt
inverse
ce qui peut s'expliquer par un changement de condi-
tions dans les phases tardives de la différenciation.

---

-
232 -
3.3 - Dans les métamorphites
Nous avons déjà signalé que nous donnons les résul-
tats de dosage du thorium sur les métamorphites à
titre indi-
catif seulement.
Et cela compte tenu du nombre peu élevé d'a-
nalyses. Cette réserve est valable pour le rapport Th/U aussi.
Rapport qui varie entre 0,58 et 3,81 pour les quelques dosages
que nous avons sur les métamorphites.
Il faut signaler cependant que seules les métabasi-
tes présentent un rapport Th/U inférieur à
1.
(0,58 en moyenne).
4 - R~~at~on ~ntk~ ukan~um tota~ ~t ukan~um 6~xé
4.1 - Généralités
Différentes études ont mis en
évidence,
d'une part la
mobilité de l'uranium au cours de l'altération supergène
(BARBIER
1971,
EULRY et al.
(1979),
d'autre part l'existence d'une relation
linéaire entre l'uranium totale et l'uranium
fixé.
Cette relation
cesse d'être linéaire à partir d'une certaine valeur du
rapport
Uf/Ut,
valeur qui
varie suivant les massifs.
Pour le massif gra-
nitique de Saint-Anne d'AURAY,
LE VANTIET
(1969)
donne la valeur
de 1,40.
R. COPPENS
(1978),
en étudiant les déplacements de
l'uranium dans les roches aboutit aux conclusions suivantes:
1°)
dans les roches sans gisements uranifères,
il
existe une corrélation nette entre l'uranium fixé et l'uranium
total même pour les teneurs élevées
(20 ~g/g). Il conclut qu'il
n'y a pas eu de déplacements importants d'uranium.
2°)
dans les roches-supports de gisements uranifères
la corrélation linéaire entre uranium fixé et uranium total
est beaucoup moins nette.
Dans ce cas,
il y a
eu déplacements
importants d'uranium.
3°)
le corollaire de ces deux observations est la
mise en évidence de déplacements ou non dans les
roches grâce
à l'usage du rapport uranium fixé,
uranium total,
mais surtout
l'utilisation de ce rapport comme indice en prospection.

---

-
233 -
U 10101
U fixé
Umobile
Th
-l
.,
U 10101
U f.xé
U mobile
Th
PPm
,
,
,
;.
2 i 4 ,~
i
5
2
4
6
o
25
50
Fig. 36
Evolution geochimique (U total, U fixé, U mobile, Th )
au cours de l'altération supergène entre le granite sain
et ses faciès d'altération d'après EULRY et VARGAS (1979)
A
roche saine
B
faciès rubéfié en boule
C
faciés rubéfié arénisé
0
faciès arénisé

---

-
234 -
4.2 - Résultats
Le graphe de la figure
(37
) ,
construit à partir
de nos résultats d'analyses,
met en évidence une grande dis-
persion des points représentatifs. Mais quoique dispersés,
un certain nombre de points déterminent une relation linéaire
plus ou moins nette. Les autres montrent un
rapport Uf/Ut
plutôt élevé. En se rapportant à l'étude pétrographique, on se
rend compte que les échantillons présentant des rapports Uf/Ut
élevés sont généralement cataclasés. Cette cataclase, comme
nous l'avons vu lors de l'étude pétrographique' a déstabilisé
la biotite, principal concentrateur de l'uranium. Cette dés-
tabilisation qui va jusqu'à la destruction du réseau du miné-
ral, est donc la cause principale des faibles
teneurs d'uranium
fixé dans les échantillons cataclasés.
Enfin,
si nous nous référons aux conclusions de
R. COPPENS (1978),
il Y a eu des déplacements très nets d'ura-
nium dans les granites d'Odienné.
o
2
•
8
10
12
1.
16
18
20
22
24
26
U (f)
}lUlu
Fig. 37
Relation entre l'uranium total et ,'uranium fixé dans les granites
d'Odienné
U(1) : Uranium fixé
Il ( t) : Uranium total

---

-
235 -
4.3 - Conclusion
Les
teneurs géochimiques en uranium et thorium des
granitoïdes de la région d'Odienné,
prélevés en affleurement
sont assez irrégulières. Elles varient de l'ordre du ~g/g à
des valeurs supérieures à
15 ~g/g avec des valeurs que nous
considérons comme anormales
(au-dessus de
20 ~g/g) et ce aussi
bien dans le type homogène que le type hétérogène.
Les variations sont contrôlées essentiellement par
l'intense altération météorique et par la cataclase qui se
manifeste dans
tous les faciès.
Il est probable,
compte tenu de la variabilité des
teneurs que les valeurs obtenues ne soient pas le reflet de
la teneur originelle de ces formations.
Ce fait nous semble plus ou moins confirmé par les
teneurs obtenues sur quelques échantillons de cuttings de la
région qui donnent une moyenne de 6 ~g/g, donc supérieure a
la moyenne globale que nous avons obtenue.
Dans les métavolcanites la distribution de l'uranium
et du thorium se caractérise aussi par un comportement d'irré-
gularité comme dans les granitoïdes. Mais au milieu de cette
dispersion,
on remarque une évolution liée à l'évolution de
la série volcanique. Ainsi on a
une progression des teneurs
des termes basiques aux termes acides en passant par les termes
intermédiaires.

---

-
236
-
B -
L'URANIUM DANS QUELQUES MINERAUX SEPARES
7 - Intkoduction
Il· est
généralerrent admis que certains minéraux pll,ls spe-
cialement la biotite,
concentrent une quantité appréciable
de l'uranium et du
thorium des roches.
Cette quantité varie
de façon appréciable avec la pétrographie,
l'état de fraî-
cheur des minéraux,
mais surtout,
le
type des inclusions que
contiennent ces minéraux.
Dans le paragraphe qui va suivre,
nous
traiterons
seulement du cas de la biotite et de l'amphibole,
seuls
miné-
raux qui présentent quelque intérêt sur le plan de la radio-
activité des roches que nous avons étudiées.
Les minéraux
accessoires seront étudiés dans un paragraphe séparé compte
tenu de leur activité et aussi
de la spécificité de leur oc-
curence
(en
inclusions dans les autres minéraux).
Z - Activ..<-té. Jr.ad"<-oactive. de. .f.a. b"<-otite. e.t de. .f.a. hMnb.ee.nde.
2.1 - La biotite
De nombreuses études ont montré que les biotites
concentrent une part importante de l'uranium ou du
thorium
des roches.
L'activité radioactive de ce minéral est parfois,
sinon
le plus souvent supérieure et de loin à
l'activité
de la roche totale.
Les valeurs des
teneurs publiées par les
auteurs varient de quelques ~g/g à des teneurs supérieures
à
100 ~g/g soit 0,01
% en équivalent d'uranium.
Il faut cependant signaler que cette activité est
en grande partie liée aux inclusions qu'abrite la biotite
plutôt qu'à l'activité propre de cette dernière.
En effet,
dépourvue de ses inclusions,
elle donne
une teneur de quelques ~g seulement.

---

-
237
-
Les études ont revelé aussi que les biotites chlo-
ritisées préconcentraient plus d'uranium que les autres
(tableau 36) •
J.J. ROGERS et
Le VAN TIET
Auteurs
RENARD
(1971)
J.A.S ADAMS (1969)
( 1975)
Biotite saine pure
1 à 6OlJg/g
13,59 lJg/g
5 à 90 lJg/g
Biotite chloritisée'
-
43,29 lJg/g
10 à130 lJg/g
Tableau 36
:c~paraison des teneurs en uranium de biotites
saines et
de biotites chloritisées.
Si on établit le rapport de ces résultats
(tableau 36)
on remarque que de deux biotites provenant d'un même échan-
tillon,
celle qui est chloritisée concentre au moins
2 fois
plus d'uranium que l ' a u t r e ;
alors que la chlorite pure a
une teneur
très
faible qui
n'excède
jamais celle de la bio-
tite saine.
D'après J.P.
RENARD
(1971),
le caractère uranifè-
re s'accroît avec le degré de chloritisation,
phénomène qu'il
interprète comme une altération deutérique accompagnant et
suivant l'albitisation des feldspaths potassiques qui mobi-
lisent l'uranium des
zircons et autres minéraux.
Par ailleurs,
selon G. JURAIN
(in RENARD)
l'uranium
mobilisé est recueilli par les chlorites
(ou plus exactement
les biotites chloritisées grâce aux oxydes de fer
néoformés) .
Le VAN TIET
(1975)
fait remarquer d'autre part que
les
tendances à l'enrichissement en uranium augmentent de la
biotite saine,
à la biotite chloritisée, mais décroissent
dans la biotite à 90 % chloritisée sauf si cette dernière
contient des
inclusions d'uraninites ou des
zircons.

---

-
238
-
Il explique cet appauvrissement par le fait que
la phase finale de la chloritisation se caractérise par l'ex-
pulsion du titane,
fer,
vanadium etc .. Certains de ces élé-
ments se regroupent et donnent des minéraux néoformés comme
le sphène,
le rutile,
l'allanite qui piègent l'uranium.
Ce
fait s'observe aisément dans nos lames par
une répartition
diffuse des rayons alpha sur les bords des biotites pres-
qu'entièrement déstabilisées,
là où l'on observe de petits
minéraux de rutile et sphène. Ajoutons simplement qu'en cas
de non formation de ces minéraux,
l'uranium et le thorium
sont piégés par les gels de titane et de fer.
2.1.1 -
Localisation de l'uranium des biotites
L'uranium se localise dans la biotite suivant
plusieurs formes
:
-
sous forme de cristaux d'uraninites
-
en position de remplacement diadochique dans les
minéraux accessoires
-
en inclusions dans la biotite
-
en remplacement isomorphique
-
ou alors dispersé dans le minéral.
C'est cette dernière partie qui définit en fait la
teneur propre a la biotite. A.H.
KOMAROV et Yu.A SHUKO LYAKOV
(1966)
ont montré que l'uranium dispersé dans les micas avait
trois origines différents
:
-
une partie capturée lors de la cristallisation du
mica,
-
une autre partie qui a :Jénétré dans les clivages
au cours des
temps géologiques,
-
et enfin une partie dite "jeune" adsorbée dans
les plans des clivages.

---

-
239 -
2.1.2 -
Résultats
Dans notre étude,
il nous a été impossible de déba-
rasser la biotite de ces inclusions
de telle sorte que
leurs
teneurs données sont celles du minéral et de ses inclu-
sions.
Il ressort des résultats consignés dans le tableau
ci-dessous
:
Biotite dans les granites à biotite
162 \\1g/g
Biotite dans ] es granites à biotite et mus.
138 \\1g/g
Bioti te dans ] es 9 rani tes à bioti te et amp.
35 \\1g/g
TableauJ7: Teneurs moyennes en uranium des granites d'Odienné.
que les teneurs sont plus élevées dans les granites a bioti-
te seule que dans les faciès à biotite et amphibole ou le
faciès à biotite et muscovite.
A l'intérieur des faciès à biotite il semble que le
type hétérogène présente des biotites plus uranifères que les
biotites du
type homogène.
Consécutivement on remarque que les biotites du
type hétérogène,
sont beaucoup plus riches en minéraux acces-
soires et parfois plus chloritisées.
Cette observation confirme le caractère concentra-
teur de la chloritisation d'une part,
et d'autre part la con-
clusion des auteurs selon laquelle la
teneur en uranium des
minéraux en général,et plus singulièrement de la biotite est
liée aux minéraux accessoires qu'elle contient.

---

-
240
-
Par ailleurs,
les résultats obtenus,
comparés à
des études effectuées ailleurs sur des biotites de granitoi-
des montrent que les biotites d'Odienné sont dans l'ensemble
très uranifères
(tableau38
).
Il ne faut cependant pas perdre
de vue,
le fait que nous n'avons pas pu débarasser
nos bio-
tites de leur
inclusions radioactives.
roche dont est issue la biotite
Auteurs
~g /g
Granite de PONTIVY
(Massif Armoricain)
POTHIN K.
(1973)
17,7
Granite de la Montagne Bourbonnaise
(Massif Central Français)
Le VAN TIET
13,59
Massif de Mortagne
RENARD
5 à 90
Massif de la Roche-Sur-Yon
ABDEL KADER
11 , 18
Granite d'Odienné
POTHIN Koffi
35 -
Tableau 38 : 'TIeneurs moyennes en uranium de quelques ~ti tes
,
compa r ée saux
biotites des J1a.:..~~-,cl "lJ'ë:Nf{nné .
~ .~
2.2 - Hornblende
L'amphibole déterminée dans les granites d'Odienné
est une hornblende vertE dont les caractères pétrographiques
ont été donnés dans le chapitre
I.
Nous rappellerons seule-
ment un seul caractère,
c'est l'état de déséquilibre observé
au niveau de certains minéraux.
Ce déséquilibre est caracté-
risé par le passage ou conversion de la hornblende en bioti-
te. Cette conversion se fait dans les cas observés avec néo-
formation de minéraux dont les principaux sont:
le sphène,
les épidotes y compris l'allanite,
et la calcite.
Nous avons essayé de débarasser
les minéraux ana-
lysés de leur biotite,
mais la pureté n'est qu'approximative.
Les
résultats obtenus dénotent d'une activité assez
faible avec des
teneurs de l'ordre de
3,5
~g/g.

---

-
241
-
Cette activité est encore plus faible quand il
s'agit d'amphibole contenu dans les granodiorites. JURAIN G.
3
(1962)
donnait des activités Alpha de 1,9 à 8,4 x 10-
a/c~/s
et signalait la présence de thorium dans les hornblendes des
Vosges méridionales. Les poses autoradiographiques que nous
avons faites ne nous permettent pas de confirmer cette der-
ni~re information dans l'exemple d'Odienné.
Cependant les composés ou amas d'oxydes de fer et
titane qu'on trouve autour des amphiboles déstabilisées ou au
contact des biotites néoformées et des amphiboles.présentent
une teneur en thorium relativement élevée.
Ce qui laisse supposer une possible migration de
ce thorium hors de l'amphibole au moment de la conversion.
En résumé on retiendra l'activité relativement
faible de nos amphiboles. Cette faiblesse due en partie à
la conversion de l'amphibole en biotite, phénomène qui en-
traîne l'expulsion de l'uranium avec souvent néoformation de
minéraux qui piègent l'uranium.
D'autre part,
il est à remarquer que l'activité de
la hornblende semble liée au type de roche qui la contient.
Les hornblendes des granites à biotite et amphibole sont plus
activés que celles des granodiorites.
Cela permet de soupçonner une évolution des teneurs
en uranium,
avec l'évolution magmatique.
3 - Conc~~~on
Il ressort de cette analyse,
une confirmation des idées
émises en introduction à savoir
:
- que certains minéraux plus particulièrement la bioti-
te,
concentrent la plus grande partie de l'uranium des roches.
Les résultats obtenus ne laissent aucun doute.
- que l'activité radioactive de ces minéraux est plus
commandée par les petites inclusions radioactives qu'ils con-
tiennent plutôt que par leur activité intrinsèque.

---

-
242 -
-
d'autre part,que dans les granitoïdes d'Odienné
le type hétérogène qui présente par ailleurs le plus d'in-
clusions, est le plus radioactif.
-
enfin que
les teneurs d'uranium dans les amphi-
boles sont liées à l'évolution magmatique.

---

-
243 -
C - MINERAUX ACCESSOIRES RADIOACTIFS
1 - IntAoduc.t.i..on
L'étude de l'activité radioactive dans les minéraux
séparés,
a mis en évidence,
le rôle joué par les minéraux
dits accessoires,
en inclusion le plus souvent dans les pha-
ses minérales essentielles.
L'uranium et/ou le thorium dans ces minéraux ac-
cessoires se trouvent généralement en position de substitu-
tion diadochique ou parfois sous forme de minéraux propres
d'uranium ou de thorium,ou les deux associés
(uraninite,
thorite,
uranothorite . . . ).
Ces minéraux accessoires sont regroupés soit en
minéraux à uranium dominant et minéraux a
thorium dominant,
soit en minéraux transparants radioactifs et minéraux opaques
radioactifs.
C'est cette dernière
distinction que nous utili-
serons dans notre étude.
2 - Mode. de. R.oc.aRi.,Mt.i..on e.t naMe. de.-!J nU.néJc.aux ac.c.e.-6-6o-Ute.-!J
2.1 - Méthode d'étude
La répartition de la radioactivité dans les roches
a été étudiée par la méthode autoradiographique
mise au
point par R. COPPENS
(1949).
Cette méthode permet non seulement de localiser les
centres émetteurs de particules alphas,
mais aussi de calcu-
ler la teneur en radioéléments et de suivre le comportement
de l'uranium sous l'influence de l'altération.

---

-
244 -
Dans notre étude,
nous l'utilerons uniquement
pour la
localisation des minéraux responsables de la radioactivité;
l'analyse et le dosage de l'uranium étant fait à la micro-
sonde CAMEBAX à l'exception du cas de l'épidote dont nous
reparlerons plus loin. Nous utiliserons aussi le microscope
électronique à balayage
(MEB)
pour préciser certaines obser-
vations faites au CAMEBAX.
2.2 - Localisation
La pose d'un certain nombre de lames minces
(auto-
radiographie)
a permis de constater que la répartition des
éléments radioactifs détectés par les
trajectoires des par-
ticules alphas émises se fait de la façon suivante
-
sous formes de centres ponctuels
(oursins)
d'activité variée suivant les minéraux émetteurs
-
sous forme dispersée sur les restes des minéraux
déstabilisés en particulier la biotite et l'amphibole.
Quelques fois sur les grains quartzofeldspathiques
associés à des oxydes sur les bords des minéraux.
Une analyse rapide,
permet de dire que la majeure
partie de l'activité émise se trouve au niveau des centres
ponctuels,
donc provient de petites inclusions dans les mi-
néraux. Ces inclusions correspondent à des minéraux accessoi-
res.
3.1 - Introduction
Les minéraux accessoires dont il sera question ici,
sont ceux observés dans les granites.
Le cas des minéraux
accessoires des roches métamorphiques sera exposé plus loin.
Ces minéraux dont la localisation a été réalisée grâce à l'au-
toradiogragphie ont été analysés et dosés en uranium et tho-
rium grâce à la microsonde CAMEBAX.

---

-
245 -
3.2 - Minéraux transparent radioactifs
Ils sont du
type monazite,
xénotime,
apatite,
sphène,
zircon,
épidote,
allanite.
3.2.1 -
Monazite
(Ce,
La,
Y,
Th}Po4
La monazite est un phosphate de terres rares où
l'uranium,
mais surtout le thorium peuvent se substituer aux
terres rares.
Dans les granites d'Odienné,
elle se présente sous
forme de minéraux plus ou moins trapus,
avec des craquelures.
Elle est incluse dans la biotite et entourée d'un halo pléo-
chroique relativement large. Elle contient elle-même de petites
inclusions très radioactives qui semblent être de la
thorite.
Les teneurs moyennes obtenues sont de l'ordre de 0,20 % d'ura-
nium et 0,51
% de
thorium. Quant aux inclusions elles présentent
des teneurs en thorium très élevés qui varient de
40 % à 65 %.
Si l'on ne tient pas compte des inclusions, ces va-
leurs sont relativement faibles surtout en thorium car généra-
lement les teneurs moyennes obtenues pour cet élément varie
de
1 % à 20 % pour les monazites de granites.
Sur le plan chimique,
on observe une paragenèse élé-
mentaire assez homogène dans les échantillons analysés et qui
est composé de
Th -
Ce -
La -
Y-Si -
U -
Ca -
Zr -
P.
Le nombre important d'éléments associés au cerium
et au lanthane qui sont habituellement les constituants prin-
cipaux montre qu'il y a eu des substitutions isomorphiques
assez importantes.

---

-
246
-
Ces substitutions isomorphiques sont confirmées par
la relation inverse qu'on observe entre le thorium et le
cerium,
entre le thorium et l'yttrium,
ce dernier cas étant
plus marqué.
3.2.2 -
xénotime y
(P04)
Le xénotime est un phosphate de
terres rares essen-
tiellement yttrique où le thorium et l'uranium peuvent se subs-
tituer aux terres
rares.
Dans les formations étudiées,
il est
nettement plus abondant que la monazite avec laquelle il se
confond au microscope.
Il se présente sous forme de minéraux
de petite taille,
se rencontrant aussi bien en inclusions dans
la biotite qu'au contact de cette dernière et du feldspath.
Entouré d'un large halo pléochroïque comme la monazite,
il
est parfois associé à celle-ci ou à des oxydes.
L'analyse montre une paragenese élémentaire consti-
tuée d'yttrium et phosphore,
completée par du cérium,
lantha-
ne,
fer,
silicium, calcium,
zirconium,
thorium et uranium.
Les teneurs moyennes en uranium et thorium sont de
l'ordre de
2,10 % pour
thorium et
1,2 % pour uranium.
Ces
valeurs quoique faibles entrent dans la fourchette des
teneurs
souvent publiées par les auteurs. I~. SHIBEL
(1982)
donne des
teneurs en ur20ium
et thorium variant respectivement de
1,11
%
à 6,40 % et 2,36 à 7,48 %.
Par ailleurs,
lorsqu'on effectue des dosages en pro-
fil sur le minéral,
on s'aperçoit que la grande partie des
radioéléments sont concentrés au centre.
Ce phénomène s'ex-
plique par l'altération qui procède de la périphérie vers l'in-
térieur.
Cnfin,
la présence de nombreux éléments associés et
de quantité appréciable montre qu'il y a
eu/comme dans la
monazite des remplacements diadochiques importants.
Le tableau
ci-dessous donne les
teneurs en uranium et thorium de quelques
xénotimes.

---

- 247
MINERAUX
U
TH
AUTEURS
xénotime des granites
d'Odienné
1 ,2 %
2,10 %
POTHIN 1983
xénotime du granite
0,75 a
0,22 a '16,30 %
AL SHIBEL 1982
de Bougès
14,83 %
xénotime du granite
3200 à
1900 a
10000\\1g/g
EVEN 1966
de Quintin
24400~g/g
Tableau 39Teneurs en uranium et thorium des xénotimes
d'Odienné comparées aux
teneurs d'autres régions.
3.2.3 -
Zircon Zr
(Si04)
Il est assez fréquent dans les granites d'Odienné.
Les minéraux rencontrés sont de petite taille,
généralement
allongés, avec une extinction droite et le plus souvent en
inclusion dans la biotite. L'uranium et le thorium peuvent
intégrer la structure de ce minéral grâce au zirconium.
L'étude autoradiographique met en évidence une acti-
vité faible à moyenne. Le dosage de l'uranium et du thorium
au CN1EBAX confirme cette observation; les
teneurs sont de
l'ordre de 0,2 % pour l'uranium et de 0,51
% pour
le
thorium.
Ces résultats,
extrêmement faibles par rapport à ceux
publiés par plusieurs auteurs,
(COPPENS,
1950,
LARSEN et al
1954,
STUSSI,
1960,
CHARDY,
1970),
sont cependant proches de
ceux obtenus par AWATIF SAnIO ALI, 1982 dans les granites du
Mont Lozere comme le montre le tableau ci-dessous.

---

Fig 37 bis : Spectre d' un Zircon des granites d' Odienné (MES-Nancy)
8000 1
1
r:o
,.:;t
N
1
Zr
-
COUNTS
-
Si
Zr
-
Hf
Zr
._~
.",.,..
--
1
;~ ......-..-'",......
~
--~--------.,...-_~
L.
~
~
-.
.-
1
0.0
ENERGY (KEVl
20.g

---

-
249 -
ORIGINE
U %
Th%
AUTEURS
Zircon du granite du Pont de Montvert
0,32
0,53
A\\vATIE SADIQ
1982
"
"
du Bougès
0,56
0,44
"
"
Zircon d'Odienné
0,20
0,51
POTHIN 1983
4,600
EQ.U
LARSEN et al •
1,650
8,000
1953 -
1954
2,800
EQ.U40C EQ Th COPPENS 1950
Tableau
40
Teneurs moyennes en urarnium et thorium des
quelques zircons comparées aux teneurs des
zircons d'Odienné.
Du point de vue chimique,
on reIT.arque une paragenese
élémentaire constituée essentiellement de zirconium et de
silicum ; le hafnium y est très secondaire comme le montre
le spectre obtenu au microscope électronique à balayage ou
cet élément est à peine perceptible
(fig. 37 bis) •
Certains auteurs
(PAVLENKO et al.
1957 in STUSSI
1970) ont signalé que les zircons les plus thorifères et ura-
nifères sont très riches en hafnium. Ce qui n'est pas le cas
dans notre étude. La rareté du hafnium serait donc l'une des
causes des faibles
teneurs enregistrées.
Il est aussi possible que les zircons étudiés aient
pu cristalliser sur du matériel source pauvre en radioéléments
et en hafnium ou qu'une phase
minérale de cristallisation plus
précoce ait piégé l'uranium et le thorium disponibles.
3.2.4 -
Apatite CaS
(F.Cl,
OH)
(P0 4)
L'apatite n'est pas présente dans tous les faciès.
Dans les faciès où elle existe
(Foula),
elle est plus fréquen-
te vers les zones de contact ou de fracture.
Les minéraux sont soit globuleux,
soit allongés et
presque toujours en inclusion dans la biotite.

---

-
250 -
Ils sont entourés d'un halo-pléochroïque très fin
qui suppose une activité radioactive très faible.
Les teneurs
moyennes obtenues à la microsonde CAMEBAX sont de l'ordre
de 0,15 % pour l'uranium. Quant au thorium une seule analyse
nous a donné 0,28 % les autres minéraux présentant une absence
totale de cet élément, ou du moins une teneur
inférieure au
seuil de détection de l'appareil.
L'analyse montre une proportion très élevée de CaO
58 % environ,
30 % environ pour P205. La paragenèse élémentai-
re Ca -
P se complète outre l'uranium et le thorium,
par Fe,
K, et probablement F ou Cl. Malheureusement,
le programme de
calcul utilisé ne permet pas de déterminer ces deux éléments.
Nous sommes donc dans l'impossibilité de dire s ' i l s'agit de
fluorapatite ou chlorapatite.
3.2.5 -
Sphène Ca Ti
(0 Si 04)
Il est abondant dans les granites d'Odienné,
surtout
dans les zones mylonitisées où la biotite et/ou l'amphibole
sont presqu'entièrement déstabilisées.
Il se présente sous forme de minéraux soit automor-
phes avec de belles sections losangiques,
soit globuleux, ou
encore en amas granuleux sur les bords des ferromagnésiens
déstabilisés.
Sa couleur varie du jaune brun au brun foncé,
devenant
même quelquefois presqu'opaque.
Les teneurs moyennes obtenues à la microsonde sont
de 0,67 % pour l'uranium et de
2,3 % pour le thorium. Ces te-
neurs se situent dans l'espace de grandeur de celles publiées
par les auteurs.
Par ailleurs,
l'analyse a montré que les sph~nes
opacifiés sont relativement pauvres en uranium.

---

-
251 -
Cette observation rejoint celle faite par
R. COPPENS
et BOLFA J.
(1963)
sur les sphènes du granite de Ploumanac'h
et amene à la conclusion suivante: lors de l'opacification
du sphène,l'uranium et le thorium sont expulsés des structures
de ce minéral. Ceci semble être en relation avec le fer dont
la
teneur augmente.
3.2.6 -
Epidote Ca2
(Fe,
Al)
A12
0 OH Si04 Si207
Comme cela a été observé au cours de l'étude p~trogra­
phique,
l'épidote est le minéral accessoire le plus important
Elle a été rencontrée dans tous les faciès et ne présente
aucune forme définie. Les types rencontrés dont la pistachite,
la zoisite et l'allanite. Compte tenu de l'activité radioac-
tive très importante de cette dernière nous la
traiterons à
part.
Il ne sera donc question ici ,que de la pistachite et de
la zoïsite.
La radioactivité est très
faible et très dispersée
l'analyse à la microsonde a donné des teneurs en uranium,
tantôt nulles,
tantôt de l'ordre de 0,1
%.
3.2.7 -
Allanite
(Ca Ce)2
(Al,
Fe,
Be) 3
0 OH Si04 Si207
L'allanite a été observée uniquement dans le faciès
homogène des granites d'Odienné.
Les minéraux sont de taille
relativement grande,
le plus souvent zonés.
Leur radioactivi-
té est moyenne et varie suivant les minéraux ou la zonation.
Ainsi il arrive qu'on rencontre des zones presque stériles
intercalées entre des zones actives.
Les teneurs enregistrées
sont de l'ordre de
1,5 % de thorium. Ce résultat est faible
comparativement a ceux obtenus par ABDEL KADER
(1973)
dans
le massif de la Roche-Sur-YON 1
Le-VAN-TIET (1975)
dans la
montagne Bourbonnaise,
l\\-SHIBEL (1982) dans le Mont Lozère.

---

-
252 -
Il faut cependant signaler que la radioactivité des
allanites est très variable et qu'il existerait,
selon cer-
tains auteurs des allanites non radioactives.
3.3 - Les minéraux opaques radioactifs
3.3.1 -
Complexe titanoferrifère
Dans certains échantillons étudiés,
surtout ceux
dont la teneur en uranium est relativement élevée
(Roche
totale),
il a été observé des amas d'un brun très foncé,
sou-
vent opaque,dont l'analyse à la microsonde CAMEBAX,
montre
qu'ils sont formés essentiellement de fer et de titane,
pro-
venant probablement de la déstabilisation des ferromagnésiens.
Le rapport entre le fer et le titane varie constam-
ment de même que les teneurs en uranium et thorium.
Ainsi dans les
"minéraux" ayant plus de 50 % de fer,
nous avons obtenu des teneurs en uranium plus élevée que cel-
les du thorium
(U = 0,4 %,
Th = 0,2 %), alors qu'on obtient
le contraire lorsque c'est le titane qui prédomine
(U = 0,1 %,
Th = 0, 6 %) •
3.3.2 -
Silice
(ou quartz)
ferrugineuse
On note parfois dans les microdiaclases une sorte de
silice
ferrugineuse
(brunâtre)
dont l'activité radioactive
parait appréciable eu égard à l'activité propre du quartz. A
la microsonde on obtient des
teneurs en uranium de l'ordre de
0,21
% alors que les valeurs obtenues sur le quartz varient
de 0 a
5 )J9/9
(POTHIN Koffi,
1973).
3.3.3 -
Uraninite et complexes uranyles
(minéraux secondaires) .
Au cours de nos investigations,
il n'a pas été obser-
vé de minéraux primaires d'uranium,
de type uraninite,
ni
même de compexe uranyle. Mais compte tenu de l'intense alté-
ration de la biotite souvent hôte de l'uraninite,
il n'est
pas impossible qu'elle ait été remobilisée.

---

-
253 -
"
0,0001 "
0,001 "
0,01 "
O,U
l "
10 "
100 "
)lU/g
0,2
0,5
1
10
100
1000
10000
100000
1000000
U
~
Uraninite
Th
Th
1
- - - - -
- - - - - -l
U
U
-l
Thorianite
Th
Th
H
Urano·
u
~
Thorianite Th
T~
u
~1
Thorite
Th
Th
H
60
U
3000
46000
Zircon
U
- -
-
-
- - l
Th
Th
- - - - -
2000- - - -
14
- ---
130000
25
U
1380
U
Th
- - - -
Sphène
-
-
-i
Th
-i
- -
5375-
U
....... ~
Allanite
Th
Th
360
U
u
-
Xenotine
Th
Th
LI
540
U
Apatite
Th
Th
40
1600
U - - - - - - - - - - -
- - - - - - - - --
U
Monazite
1
Th
'0
20 "
Th
Tableau
41
Teneurs
en
uranium
et
en
thorium
des
principaux
minéraux
accessoires des granites (d'après R. COPPENS 1973).
Traits pleins : valeurs normales ; traits pointillés
valeurs exceptionnelles.
4 - Métamo~ph~t~
Dans les métamorphites,
le faible taux de réponse en
autoradiographie n'a pas permis de
cerner les supports miné-
ralogiques de l'uranium géochimique de ces formations.
On re-
marque toutefois dans certains échantillons
quelques associa-
tions d'oxydes semblables à ceux que nous avons décrit dans
les opaques,
(complexe titanoferrifère)
mais d'activité plus
basse.

---

-
254
-
5 - COnc..f.M.i.on
Ces quelques résultats sur l'activité radioactive
des minéraux accessoires,
des granites d'Odienné montrent
leur importance quant à la concentration de l'uranium et du
thorium dans ces roches.
D'après les résultats publiés par plusieurs auteurs
(RENARD,
1970, COPPENS,
1973,
Le-VAN-TIET, AWATIF SADIQ,
1982),
les teneurs en uranium et thorium des minéraux accessoires
peuvent être parfois mille fois supérieures à celles des ro-
ches totales et même à celle de la biotite quand cette der-
nière ne contient pas d'inclusion. Nos
teneurs,
sans atteindre
des
rapports aussi élevés ne demeurent pas moins signicatifs .
.
Odienné
du Pont Montvert
Minéraux
U %
Th
%
U
%
Th
%
•
Monazite
0,20 %
0,51 %
0,76
6,51
Monazite inclu-
sions
-
40 à 60 %
-
-
xénotime
1 ,2
2,10
-
-
Zircon
0,2
0,5
0,32
0,53
Allani te
-
1 ,5
0,55
0,48
Sphène
0,67
2,3
0,66
0,45
Apati te
0,15
-
0,23
0,21
Epidpte
0, 1
-
-
-
Tableau 42 Activité comparée des minéraux accessoires des
granitoïdes d'Odienné et du granite du Pont Mont
vert

---

-
255 -
D'après nos résultats,
il ressort que les teneurs
obtenues dans les minéraux des granites d'Odienné,quoique
élevées par rapport à la roche totale,
sont faibles comparées
aux teneurs de minéraux identiques dans d'autres orogènes
(chaine hercynienne française,
Vendée,
Massifs américains) .
Ces basses teneurs sont,
semble-t-il liées non seu-
lement à la genèse des minéraux,
mais aussi et surtout aux
phénomènes qu'ils ont subi après leur formation
(altération,
ca taclase . . . ) .
cL l\\1ANO,
(1963)
signale que les
zircons des granites
du Tarraouadjii
(A1R-Niger)
ont perdu entre 30 et 60 % de
leur radioactivité initiale au cours de la chloritisation
de la biotite. Or cette biotite qui est le minéral hôte de
la majeure partie des minéraux accessoires étudiés est le
plus souvent chloritisée ou en voie de chloritisation. Ce
phénomène de perte d'activité au cours de l'altération avait
déjà été observé par
ROUBAULT et COPPENS
(1958)
en étudiant
la répartition de la radioactivité et du plomb dans un cris-
tal de zircon,
et par AWATIF SADIQ, (1982)
sur les minéraux
radioactifs des granites du Mont Lozère
(tableau 42).
Nos échantillons étant le plus souvent altérés,
il
est donc possible,
voire certain, que les teneurs obtenues
ne représentent qu'une partie de l'activité initiale de nos
minéraux; ce qui
implique des teneurs initiales en roche
totale plus importantes que celles que nous avons obtenues.

---

-
256
-
D -
COMPORTEMENT DE L'URANIUM ET DU THORIUM
DANS LE MAGMATISME EBURNEEN D'ODIENNE
1 - Gé.néJta-Uté.-6
Le comportement de l'uranium et du thorium durant
la cristallisation des magmas a fait l'objet de multiples
investigations
(BOHSEH et al.
1974)
TREUIL M et al
(1975),
CUNEY et al
( 1982),
DUEX 'IW et al
(1984). Ainsi TREUIL et al
(1974) ont mis en évidence le comportement incompatible ou
hygromagmaphile de ces deux
~léments dans les séries volca-
niques. Cette propriété est le fait de leur faible affinité
à se substituer aux autres éléments dans le réseau des miné-
raux essentiels
i
ce qui favorise leur partage en faveur des
liquides silicatés lors de la fusion partielle et à leur
enrichissement dans les magmas résiduels lors de la cristal-
lisation fractionnée
(CUNEY, .... 1982) •
De façon générale les roches ignées sont considérées
comme source de gisement d'uranium et thorium i source di-
recte lorsque le gisement est formé à partir des fluides
expulsés durant la cristallisation du magma, ou indirecte
quand la teneur primaire d'uranium ou de thorium est redis-
tribuée par hydrothermalisme.
Les occurrence urano-thorifères économiquement im-
portantes liées à la cristallisation des magmas granitiques,
sont le plus souvent situées dans des batholites hyperalcalins
CUNEY et al
(1982),
DUEX 'IW et al.
(1984).
Dans ces magmas,
l'uranium surtout a
tendance,à former des complexes; ce qui
entraine son enrichissement au cours de la différenciation.
Cette aptitude à
former des complexes diminue corrélative-
ment avec l'alcalinité des magmas, de sorte que dans les
magmas faiblement alcalins l'uranium se comporte comme un
cation ordinaire et s'incorpore aux autres minéraux.

---

-
257 -
Dans les formations d'Oèlienné, malgré une distri-
bution hétérogène de l'uranium et du thorium le caractère
hygromagmaphile semble vérifié tout au moins pour l'uranium.
En effet on remarque dans le diagramme Q3 B3 F3,
une évolution normale des granodiorites vers les granites
à "2 micas". L'axe de cette évolution est légèrement arqué
et montre une tendance vers Q3 ; ce qui pourrait être inter-
prété. comme une relation avec la silicification liée à l'é-
volution.
Il faut cependant remarquer que quelques teneurs
très élevées se trouvent en déhors de cet axe et suiv€nt
plutôt l'axe de la muscovite.
Quant au thorium on observe plutôt une distribution
désordonnée apparemment non liée à l'évolution du magma.
Fig 38
Evolution de la teneur en uranium des granites d'Odienné dans le diagramme Q,3 83 F3
(seules les valeurs extrêmes sont reportées sur le graphique).
, 3 - Va.IU lu méta.volc.a.n<.iu *
Le
comportement de l'uranium dans les séries vol-
caniques est lié essentiellement au caractère hygromagmaphi-
le de cet élément comme nous l'avons signalé plus haut, mais
aussi au type àe magmatisme en présence
(orogénique, conti-
nental, océanique).
* Nous ne traiterons pas du cas du thorium faute d'analyses
suffisantes.

---

-
258 -
1 Al ca lins mas-
Antilles
Latiun vulsin
Vico latium
PhI eguan fiel.d: sif central
ORENADA
Velay
basique
acide
basique acide basique
acide basique acide
basique ,acide
- -
).19/9
U
4
24
7
70
4
30
1
20
0,6
4
Th
16
84
30
280
13
90
5
40
1 ,3
12
Tableau. 43 _Concen tra tions en ura ni um et thor i um da ns des sér ies
volcaniques.
Ainsi J.H. STUSSI (1970) apres une revue de toutes les
études faites dans les différentes régions conclue.
"Les séries vol-
caniques manifestent une tendance à être d'autant plus enrichies en
uranium et thorium qu'elles sont moins calco-alcalines et alcalines".
Les résultats de dosage effectué sur les quelques
échantillons métavolcanites d'Odienné montrent d'une part, une évo-
lution assez nette de la teneur en fonction de la différenciation
magmatique. D'autre part,
ils confirment par les teneurs faibles en
uranium, le caractère calco-alcalin de la·série.
ODIENNE
DANKOLIE ETHIOPIE ( RIFT) "
Roche
U_jJg/g
Roche
U
Th
-pg/g
-)J9/9
Métabasi tes
0,5 -
2,3
Basal tes
0,9 -
1 ,4
1,9 -
3,7
Métaacidi tes
2,0 -
6,80
Rhyolites
3,6 -
4,4
13,5 -
15,7
Tableau 44
Teneurs en uranium des métabasites et métaacidites d' Odienné 1
comparées aux teneurs en uranium des basaltes et rhyolites
du rift de l'Est Africain.

---

-
259 -
Enfin,les valeurs obtenues présentent une très gran-
de simulitude du point de vue de la teneur en uranium avec le
volcanisme du rift de l'Est Africain
(Tableau nO 44).
4 - Cone~~on
Cette étude montre l'évolution de l'uranium et du
thorium au cours magmatisme €burnéen
d'Ddienné.
Elle confirme la
complexité du volcanisme de cette région;
volcanisme qui se
rapproche par certains traits analytiques
(uranium,
thorium) des
séries calco-alcalines et par d'autres traits des séries séries
subalcalines et même quelque peu des séries alcalines.

---

CONCLUSION
GENERALE

---

-
260 -
CONCLUSION GENERALE
Les objectifs que se proposait d'atteindre cette étude
sont multiples,
une meilleure connaissance de la pétrographie
et de la géochimie des
formations de la région dans
leur cadre
lithostratigraphique,
la caractérisation du volcanisme,
la défini-
tion des tendances évolutives dans les granitoïdes,
enfin,
l'ura-
nium et sa dynamique au cours de l'évolution des
formations.
Au terme de cette étude,
on pourrait se demander si
tous ces objectifs ont été atteints.
Sans vouloir répondre de façon
exhaustive,
nous admettrons
cependant que les résultats présentés dans les paragraphes précé-
dents
ont permis de faire une approche relativement plus
fine des
différents problèmes posés dans cette région.
Nous rappellerons
ici les principaux
1 -
Formations libériennes
La découverte des gneiss alumineux de faciès granulite
et la présence de quartzite à magnétite identique chimiquement
et pétrographiquement à ceux
décrits dans le libérien de Man appor-
tent la preuve de l'existence d'un socle libérien dans la région
d'Odienné.
Par ailleurs,
ces
formations permettent d'affirmer que
la région d'Odienné a été à l'époque libérienne le siège d'une
sédimentation quartzo-pélitique et chimique.
2 -
Formations éburnéennes
al Problème des orthogneiss : les orthogneiss
d'Odienné étaient considérés,
comme des reliques d'un socle archéen
par les uns ou comme des
formations
éruptives précoces du
cycle
éburnéen par les autres. La présence des gneiss alumineux granuli-
tiques associés aux quartzites à magnétite,
l'existence de passage
sans discordance des orthogneiss aux séricitoschistes observés
par 8AGARRE
(1963)
dans la région de Ziémougoula sont des arguments
décisifs qui nous amènent à admettre leur origine éburnéenne.
Il
s'agit de
roches
éruptives précoces du cycle éburnéen.

---

- 261 -
Enfin,
à
ces orthogneiss,
il
faut
certainement associer
l'amphibolite de type KERE.
Ces orthoamphibolites avec une para-
genèse à hornblende verte,
se situent dans l'amphibolite faciès.
Leur existence n'est pas incompatible avec le métamorphisme qui
caractérise de
façon
~~énérale
l'éburnéen;
car on sai t
que cer-
tains métasédiments birrimiens ont atteint localement l'isograde
sillimanite fibrolitique.
bl Le complexe volcanique et volcano-sédimentaire
Dans la région étudiée,
le birrimien est constitué par des for-
mations volcaniques allant du pôle basique au pôle acide et in-
terstratifiées avec des
formations volcano-sédimentaires très lar-
gement représentées.
Les sédiments
(s.s.)
sont d'une importance
réduite.
Ce complexe est affecté généralement par un métamorphis-
me de faciès
schiste vert atteignant localement le
faciès amphi-
bolite à épidote.
L'étude géochimique a mis en
évidence un
volcanisme
complexe à tendance calco-alcaline dominante.
Ce résultat n'est
pas tout à fait
en accord avec ceux obtenus dans certains sillons
birrimiens d'Afrique (KARCHE et al.,
1986,
DESCHAMPS et al.,
1986)
et même de Côte d'Ivoire (FABRE,
1986) où ces auteurs caractéri-
sent le volcanisme birrimien comme étant la succession d'une série
tholéïtique et d'une série calco-alcaline. Si on admet cette suc-
cession et l'hypothèse selon laquelle le sillon birrimien d'Odien-
né se serait affaissé
(TAGINI,
1982) la non discrimination de
la série tholéïtique serait due au
fait que les
formations
échan-
tillonnées représentent la partie terminale de la série.
cl Les granitoïdes: l'étude géochimique et miné-
ralogique des granitoïdes de Côte d'Ivoire par R.
CASANOVA
(1973)
ne prend pas en compte,
sur le plan de l'échantillonnage, les
granitoïdes d'Odienné.
Notre étude permet donc non seulement de
préciser les caractères de ces derniers,
mais aussi de vériFier
s'ils s'intègrent dans le cadre général
les granitoIdes de Côte
d'Ivoire.

---

-
262 -
Les observations suivantes ont été
faites
-
les limites parfois rectilignes des
massifs de grani-
toïdes d'Odienné suggèrent un
contact par
faille avec
l'encaissant
-
le caractère plagioclasique de l'ensemble des granitoï-
des est souligné sur le plan chimique par des
teneurs
élevées
en Na 20
-
l'altération hydrothermale s'exprime très souvent par
une séricitisation des
feldspaths,
une chloritisation
de la bio-
tite et une ouralitisation
de l'amphibole;
-
le caractère magmatique est mis
en
évidence par le
zonage des
feldspaths
-
la
torsion
ou
la rupture de certains
minéraux accom-
pagnées parfois de petits décrochements de
macle,
la linéation
minérale
fréquente,
l'extinction onduleuse et
les bandes de défor-
mation dans les quartz,
attestent une mise en place syncinématique
-
le caractère relativement basique des granodiorites
qui
les rapprochent des
tonalités
est la manifestation
de leur ori-
gine profonde
;
-
l'étude géochimique des
éléments majeurs
et des élé-
ments en
traces permet d'affirmer
le caractère calco-alcalin du
magma qui a généré ces granitoïdes.
Cependant,
la grande disper-
sion chimique de ces
roches conduit à
rejeter
formellement un
modèle impliquant une suite unique de différenciation.
La prise
en compte des phénomènes
métasomatiques
expliquerait mieux ce
comportement.
Ainsi, en se référant aux résultats
pétrographiques
et
géochimiques,
et aux modèles génétiques proposés dans
la litté-
rature,
nous retiendrons,
l'hypoth~se d'un
magma basique mantelli-
que induisant par
fusion
crust<:J1e une ou plusieurs lignées acides.
Des échanges m~tasomatiques ~ntre ces magmas ont pu conduire aux
granodiorites et aux granites hétérogènes

---

-
263 -
-
enfin,
l'étude radiogéologique donne des
teneurs re-
lativement
faibles
en uranium et thorium,
mais cette faible acti-
vité serait liée à l'altération
et à la cataclase qui ont affecté
l'ensemble des
formations.
3 - Chronologie de mise en place
En
référence à tous ces
résultats,
l'histoire évolutive
de la région s'établierait comme s u i t :
-
existence d'un
socle libérien
témoigné par des reliques
de métasédiments à caractère granulitique
-
sur ce socle se mettent
en place par un phénomène de
rifting des sillons qui
seront
le siège du volcanisme et de la
sédimentation birrimienne
;
-
il n'est pas
exclu que des intrusions magmatiques basi-
ques et ultrabasiques accompagnent les phénomènes volcaniques
- dans les phénomènes
tectono-métamorphiques qui affec-
tent ce complexe,
les orthogneiss
et les amphibolites de type
KERE sont à rattacher au cycle précoce qui pourrait ~tre l'équiva-
lent du burkinien de S. LEMDINE et P.
TEMPIER.
Aucune stratigra-
phie dans le complexe permettant de distinguer une série inférieu-
re et une série supérieure n'a pu être faite;
-
le caractère syncinématique de tous
les granitoIdes
situe leur mise en place au cours ou il la fin des événements tectono- métamor-
phiques,.

---

ANNEXES

---

-
264 -
DIAGRAMMES CHIMICO-MIN:ERALOGIQUES
1 - Intkoduetion
L'ensemble des diagrammes que nous avons utilisés
pour l'interprétation géochimique des granitoïdes,
a été
initié par H.
De La ROCHE et illustre largement les
travaux
du C.R.P.G. de NANCY. Certains, comme les diagrammes Q.F,
et B.F. ont tendance à être généralisés en France et même
en dehors de la France.
2 - Viagkamme Q.F. - B.F.
2.1 - Paramètres et principes
Ces diagrammes utilisent les paramètres suivants
Q = Si/3 -
(K + Na +
L Ca/3).
F = K -
(Na + Ca)
B =
Fe +. Mg + Ti.
Q
exprime la silice libre non combinée aux
feldspaths
sa valeur est proportionnelle a
la teneur en quartz.
F
oppose le feldspath potassique à l'albite et
l'anorthite. Dans le cas des granites à
2 micas,
ce paramètre peut être formulé différemment;
F = (K + Ca) - Na
(CHAROY 1970».
Cette formu-
lation,
met plus en évidence les variations
liées au rôle de l'albite et du feldspath potas-
sique.
B
est sensiblement proportionnel a
la
teneur en
minéraux colorés.

---

-
265 -
Les paramètres ci-dessus décrits ainsi que tous
les paramètres de la ROCHE sont calculés en nombres de milli-
cations dans
100 g de roches ou de minéraux.
Le choix de ces paramètres a été guidé par deux
principes majeurs
:
-
La définition des points figuratifs des minéraux
essentiels des granitoïdes.
-
La grande dispersion des barycentres des roches
totales dans un espace de minéraux réels ou théoriques cohé-
rents. Le fait que le point figuratif d'une roche soit le ba-
rycentre des minéraux
(qualité, quantité)
la constituant,
rend possible dans ces diagrammes le passage de la représen-
tation paramétrique à une norme minéralogique.
2.2 - Vétekm~natio~ gkaph~que de ~a ~okme (1 )
L'Association dans un même graphique des deux sys-
tèmes Si/3 -
(K + Na + 2Ca/3) ,
K -
(Na + Ca)
et Fe + Mg + Ti,
K -
(Na-Ca),
fait que chaque roche est représentée dans cet
ensemble par deux points figuratifs ayant la même abscisse.
Ces deux points délimitent 3 segments
l,
II et III
comme le montre la figure
39.
Le segment l
donne la proportion du quartz,
le
segment II celle des feldspaths et le segment III celle des
minéraux ferromagnésiens.
Les valeurs paramétriques brutes
peuvent être traduites en pourcentage en ajoutant simplement
(1)
Rappelons que cela est valable uniquement pour les roches granitiques.

---

-
266 -
plagioclases
quartz
orthose
-t-:-
R
1
,
,
1
i
i
1
1
- 300
-200
-100
100
200
300
UART
~IM 500
+
~
100
+
.,
z
400
iiiln
200
Il
t 300
•
1
0
300
1
_I-
I
200
t
400
.....
co
of-
~
100
ce
of-
- i
500
biotite
1
An'Ab
+
0 - hornblende
,
i
1
i
i
i
,
PLAGIOCLASES
·200
-100
0
100 •
200
300
ORTHOSE
-.-•
BIOTITE
K-(Na+Cal
HORNBLENDE
Fig 39
Principe de la représentation graphique d'une roche dans le
diagramme Q.F .B. de H de la Roche (1964).
Les croix se rapportent au système B. F .
- Les ronds se rapportent au système Q. F.

---

267
IOO---~-t-'-
150
2~0-
JOO-~--+---I'----
I~O
i
-,-0----
1
,-cl
1
1
THERAllTE
~:i
.kf;=;---'-"._'~'-''-'',-;'=7."'-~'
/11:"\\"""'
"""1 .~••I... ,..f'U . , Il ....U Or·AII
... ,.ItIlJl.~1 ,. . .r•• _ U'MNUI· ..... If Jlafl C
1
rtlllll"n"4e,· W1' ,..''-9...... JIII'lO-~·Or ...,. ~'wl
1
K.[N.·C.'
........ 00&00I
_111111 ''P''"._ ••'
.
1
1
. ,o0
_ '!lO
- 200
- lsa
.100
Fig.40
-
Di~gr~r.une
pour
l ' étude
chimico-minér~logique des
roches
ignées
IH
de
l~
ROCHE
196~)
Pl.a.n{m~tJI.{e
d'~pré. les "~Ieurs de K - (N. + C.) et de Sl/~-(H. + K+2 C./J} (dl.gr.....e Inlérleurl C>J de ('e _ Mg - TiJldi.-
grall'lTl8 supér leur) avec référence b un réseau de compos it 10ns moyennes des roches cOI'Mlunes.
Att'<'métJt.te.
:
dIaprés les valeurs de (Ne. 1(,) (diagramme inférieur) ou de ~e (diagramme supérieur) e.... eç référe"ce a des courbes de
"}ve8u définissent des surfaces mèdi&nes bu volsinbge desquelles se distribuent
les roches communes.

---

-
268 -
une échelle graduée de 0 à 100 parallèle à l'axe des ordonnées
graduées elles de 0 à 550. Il est possible grâce à la supper-
position de ces deux échelles,
de calculer les proportions
pondérales des différents minéraux par les opérations suivantes:
Q
x
100
% de quartz
=
55
B x
100
% de colores =
55
% de feldspaths
= 100
(% Q + % B) •
Les proportions relatives de feldspath potassique
et de plagioclase dans la fraction feldspathique peuvent être
précisées au moyen d'une construction graphique.
Par ailleurs,
l'auteur a
introduit en
3ème dimen-
sion un paramètre complémentaire
(Na-K),
sorte de côte d'"al-
titude" associée à chaque point figuratif dans le plan. Celui-
ci devient ainsi le plan
de projection d'un espace tridimen-
sionnel,
dans lequel les roches ignées communes se distribuent
au
voisinage d'une surface gauche que l'on repère dans le
plan par la projection de quelques unes de ses courbes de
niveau
(courbes Na + K = 200 Na + K = 175 ... )
Des lors on ap-
precle la position de chaque point en planimétrie et en alti-
métrie grâce au système de courbes de niveau.
Cette troisième
dimension permet de séparer des roches ignées voisines dans le
système Q B F mais d'alcalinité différente. Ainsi un granite
alcalin et un granite hypoalcalin peuvent avoir des points
figuratifs voisins dans le domaine des granites,
mais ils se
distingueront clairement par leur altitude
(Na
+ K)
-
l'un se
trouvera au-dessus de la surface moyenne et l'autre en-dessous.
Ce système Q,
F,
B est bien adapté aux roches ignées,
granitoïdes en particulier;
le système Q,
F contient le motif
proche des systèmes de classification quartzo-feldspathiques
et expérimentaux.
Une grille de classification des roches plu-
toniques établies d'après les compositions chimiques moyennes
publiées par GREEN et POLDERVAART (1958),
a été proposée
(La
ROCHE,
1964)
(fig.
40 ) •

---

-
269 -
3 - L~ d~ag~amm~ Q3-B3-F3, CC-AA-MM-SS-AC-MM et OR*-OM*-X
3.1 - Introduction
Ces diagrammes ont été conçus par
H.
De La
ROCHE
(1980)
et La ROCHE et al.
(1980). Mais contraireffient aux
diagrammes précédents,
le
traitement graphique proposé ici
est global et multi-variable,
c'est-à-dire que tous les élé-
ments majeurs couramment dosés sont pris en compte. Les
paramètres utilisés sont calculés à
partir des
résultats des
analyses chimiques exprimés en nombres de millications dans
100 g de roche.
3.2 - Le losanqe quartz-muscovite - feldspaths-biotite
3.2.1
-
Diagramme Q3 -
B3 -
F3
Il est défini par un réseau triangulaire dont les
sommets sont occupés par:
le quartz,
(sommet 03),
les felds-
paths
(sommet F3) et la phlogopite -
annite
(sommet 83). La
muscovite est en position symétrique de 83 par rapport au
côté 03 F3 qui porte les compositions quartzo-feldspathiques.
Ce diagramme discrimine les matériaux sources ignés ou sédi-
mentaires des granites. Par ailleurs,
les associations monzoni-
tiques et granodioritiques y apparaissent très distinctes. La
représentation est définie par les paramètres dont
la somme
est ramenée à
100 pour le rapport graphique.
03 = Si + 7 Al/Z
9 Ca
13
(Na + 1<)/2
83 =
7
Al/2 + 7 Ca +
7
(Na + K)/2 + 8 (Fe + Mg + Ti)/3
FE =
+
Al
+
3 Ca +
4
(Na + K)
5 (Fe + Mg + Ti)/3
= Si ~ Al + Ca + Na + K + (Fe + Mg + Ti)

---

-
270 -
\\ .\\Cordiérite
Si l.l. imani te
\\
\\
\\,
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
Hypersthène
•
\\
Tr~molite
•
Dio!,!side
1
Dio~)sidr:
l
\\
Fig 4 l
Le losange quar tz-muscovi te-feldspa ths-bioti te,
extension du
triangle Q3-B3-F3
(d'après II.
De
La
ROCHE
1980) •

---

-
271
-
La figure montre dans ce diagramme la position des
différents minéraux et des granites par rapport à leurs prin-
cipaux matériaux sources:
métasédiments dérivés de l'alté-
ration de matériaux magmatiques ou métamorphiques,
sources
basaltiques et leurs séries de différenciation dont ils
peuvent constituer les
termes
les rlus différenciés.
Par ailleurs entre la muscovite et le quartz,
le
point G figure l'assemblage résultant de la muscovitisation
deutérique des feldspaths alcalins,Avec le quartz initial,
cet assemblage forme les "gneiss".
Entre feldspaths et quartz
le point P figure la composition «minimum melt»
du système
haplogranitique pour pH 0 = 5 kb.
2
3.3 - Les dia~rammes issus du tétraèdre quartz-trois
feldspaths - 3 micas.
3.3.1
-
Généralités
Le
tétraèdre est défini par les quatre paramètres
suivants
ss = Si - Al - 2 Fe/3 - 2 Mg/3 + 2 Ca
AA =
8 Fe/3
+
3 Na
rm =
+
2 Al
Fe
Mg -
4 Ca -
2 Na
+
K
CC =
Ti
+ Mg/3 +
3 Ca
Si
+
Al
+
Fe + Ti
+ Mg
+ Ca
+
Na
+
K
De ce système,
sont sélectionnées
trois
représenta-
tions planes que nous utiliserons ici.

---

-
272 -
SS\\
Quartz
\\
Fig. 42 -
Le tétraèdre quartz trois feldspaths -
trois micas
ou tétraèdre SS-AA-CC-MM
(d'après H. De la ROCHE,1980).
Dans ce diagramme,
les cations sont partagés entre les
sommets SS
, AA,
MM et CC de façon à avoir les
feldspaths dans un
plan parallèle au plan des micas et à hauteur telle que le
felds-
path potassique coïncide à très peu près avec son produit de trans-
formation subsolidus en muscovite + quartz,
représenté par le
point G.
Soit R le point figuratif d'un roche à l'intérieur du
tétraèdre.
Il sera défini par ses projections 1 et 2 depuis le som-
met SS sur la surface CC.AA.MM et depuis Ab
(point de l'arête
SS.AA.) sur la section interne SS.AC.MM dont les granites communs
sont peu éloignés. Par la distance X sur
l'arête SS.MM. on repère
le plan passant par les plagioclases Ab
et An
et contenant R.
Cet
indexe X oppose les tonalités aux granites et plus encore aux
monzonites et monzosyénites,
à plagioclase et
feldspath alcalin,
pour lesquels x est voisin de 60.

---

-
273 -
3.3.2 -
Le diagramme CC.-AA.-MM.
(fig.43
Ce diagramme est une projection sur la base des
micas depuis le quartz. Il est construit suivant les
trois
variables multicationiques CC. AA. MM ..
Il met en évidence
les tendances évolutives et permet le plus souvent l'inter-
prétation génétique.
CPX
M9
\\
carbonates
Forstérite
/ - _
MgOPX
"
manteau
"
/
\\
1
/
1
,
lupé,leur
\\
"/
\\
/ /
..! /
\\
~
~ 1
\\
\\
::1
TUfS
\\-:=. \\
Anorthitc
:::>
1
BASIQUES
't \\ ~\\PhZO(Io!'ite
5 1
\\'" \\ cc
-
0.
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GRAUW.
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.o-:.:..:....:.:....--------~::.-~-....,.n=___:::_:_.------~~
FayaZitll
P
Fil Cordiérite
Haqn4tit..
$ùMrophyZZitp.
Fig
43 -
Le triangle trois feldspaths -
trois micas, ou
triangle CC-AA-MM
(d'après H. De La ROCHE 1980).
La figure montre que le manteau supérieur Iherzoli-
tique et les magmas basaltiques dérivés apparaissent rappro-
chés dans le diagramme. Par contre,
les suites ignées issues
de ces magmas sont très étirées. Leur déplacement vers le
triangle est fonction de leur degré d'évolution.
Elles ne
pénètrent dans ce triangle qu'à un stade avancé de leur
évolution.
3.3.3 -
Le diagramme SS.-AC.-MM.
(Fig.44;
Le diagramme SS-AC-Mlvj dérive de ILl projection depuis l'albite (point de
l'arête SS. AA. du tétraèdre)
sur un plan contenant l'arête
ss. MM. (voir figure 42 ). Les paramètres sont exprimés comme
sui t
:

---

-
274 -
SS.
= SS - AA/3 + 4 CC/3
AC.
= 3 CC
Mr-1.
= MM.
Comme dans la précédente représentation,
la somme
des paramètres est ramenée à 100.
Ce diagramme permet une approche assez fine du proces-
sus de fractionnement magmatique.
Il permet par ailleurs
d'éclaircir les phénomènes de contamination sialique des mag-
mas de filiation ignée.
fig
44 -
Le triangle 55-AC-MM,
extension du triangle quartz-plagioclase-Feldspath
potassique.
3.3.4 -
Le diagramme X,
OR* -
MM*
Le diagramme X,
OR*-MM* est un système rectangulai-
re qui dérive du tétraèdre :SS. AA. MM. CC.
X représente la di.stance du sommet SS à l'intersec-
tion de l'arête SS-MM. avec le plan défini par
R1 et par le
segment Ab An des plagioclases. Cette variable oppose les
tonalites quartzoplagioclasiques
aux monzonites et monzosyé-
nites à plagioclase et feldspath alcalin.
Il est nul pour le
quartz et vaut 60 pour le feldspath potassique.

---

-
275 -
L'index OR* -
MM* discrimine les caractères alu-
mineux et cafémique des granitoïdes. Ainsi,
selon qu'il
est
négatif ou positif les granitoïdes seront dits
alumineux
ou "cafémiques".
tor~MM*
6T
TY'émolite-
actinote
"CAFEMIQUES"
HypeY'sthène
---.
Diopside--
hedenbeY''Jite
Fig. 45
-
Le diagramme X,
OR*-MM* de classification chimique
des g rani toides
(d'après H.
De
La
ROCHE e t a I .
1980).
Les index sont calculés comme suit
X =
60 MM/
(0,6 -
AA -
CC)
OR*-MM* =
100 (OR/OR + Ab + An)
-
MM/ + AA + CC)
(Or,
Ab,
An sont tirés de la catanorme cationique).
Pour des assemblages purement quartzo-feldspathiques,
OR* MM*
est nul et X donne le rapport cationique
100 feldspaths potas-
sique/ (Quartz + feldspath potassique) . Ainsi a été représen-
tée la composi tion du minimum mel t
du système haplograni tique
à pII 0=5 K.b d'après WINKLER (1976) au point P (x = 28,67). Ce
2
diagramme offre en définitive d'énormes possibilités de classi-
fication.

---

ORTHOGNEISS
\\D
C'-
C'l
~
1
Po 477 Po 479 Po 440 Po 445
Po 473 Po 462 Po 480 Po 10
Po 479
471
509
203
69
430
489B
484
200
.
El
70,57
Si02
70,88
67,26
76,82
65,12
71 ,14
72,46
60,41
70,82
69,07
66,93
65,21
70,92
63,35
54,80
63,05
71 ,91
,
AlZ 03 13,20
15,09
11 ,23
13,96
13,56
14,66
15,99
14,19
15,51
13,84
13,40
12,14
14,82
14,68
15,30
9,90 14,15
-
1
1,44
FcZ 03
2,75
3,34
1.28
5 26
2.05
1 95
5,33
2,65
2,83
2,20
2,85
0,85
2,56
6,13
1,60
2,11 :
FcO
0,48
1,33
0,12
2,70
3,2
2,2
2,07
0,30
0,34
0,39
0,16
0,67
0,22
MnO
0,10
O,oc
0,03
0,11
0,07
0,04
0,09
0,04
0,1
0,10
0,06
0,01
0,08
0,16
0,07
0,03
0,01
MgO
0,40
o,ae
0,16
1,28
0,64
0,36
3,13
0,36
0,92
0,64
0,16
0,32
2,56
4,46
1,76
1,20
0,08
CaO
1,90
2,46
1,46
3,25
1,46
1 ,4
4,99.
1,55
1,29
2,80
5,94
2,80
4,48
7,25
4,82
5,04
1,90
NaZO
4,43
5,07
3,00
4,71
4,23
4,15
4,16
3,36
4,57
6,28
6,33
6,63
3,50
2,42
4,97
3,14 , 5,15
KZO
4,43
3,65
5,10
3,88
5,43
3,62
2,45
5,32
4,27
5,33
3,77
5,70
4,85
5,41
4,97
3,20
5,90
TiOZ
0,36
0,42
0,14
0,64
0,28
0,22
0,46
0,37
0,35
0,25
0,40
0,08
0,76
0,58
0,32
0,28
0,06
PZOS
0,10
O,H
0,00
0,30
0,08
0,12
0,3
0,09
0,16
0,07
0,07
0,02
0,38
0,35
0,20 '
0,12
0,02
P.F.
0,80
0,7
0,41
0,42
0,40
0,53
1 ,19
0,78
0,97
0,47
0,50
0,42
0,85
0,83
0,83
1,00
0,51
TOTAL
99,69
99,56
99,79
99,60
99,56
99,51
99,5
99,53 ~00,04
99,39
100,02
100,01 100,89
99,95 100,09 WO,O( 100,09

---

"
METABA5ITE5
\\0
l'""-
N
I.:'Z
1
, 8-13
8-15
8-16
8-17
5-39
5-40 1 8-41
5-42
5-49
5-50
8-1
8-2
8-3
8-8
8-9
8-11
8-12
1
1
El
Si0
47,36
50,02
52,76
56,53
47,38
51 ,13
58,82
60,36
57,82
46,38
50,61
50,48
57,49
49,73
60,66
55,32
52,37
2
. A12 03
11,26
19,28
24,50
15,35
15,36
11 ,40
17 ,00
16,35
15,79
11,17.
14 ,21
12,87
14,07
11 ,48
15,13
13,09
15,12
Fe2 03
7,45
12,86
9,01
5,86
5,09
6,18
3,93
3,03
3,41
6,37
6,04
7,73
3,72
5,04
2,45
3,32
0,48
.
FeO
10,26
2,70
2,66
5,81
8,64
8,01
3,62
3,26
4,37
10,33
7,00
7,83
3,60
6,69
3,96
6,97
6,10
MnO
0,26
0,10
0, 12
0,17
0,19
0,19
0,16
0,19
0,17
0,22
0,23
0,22
0,21
0,21
0,17
0,29
0,21
1
MgO
6,40
2,40
0,48
2,48
7,44
6,08
2,00
1 ,60
1 ,36
11 ,12
2,96
5,92
4,00
8,80
2,48
4,08
4,72
,
3,69
5,37
5,04
6,22
6,27
CaO
13,44
0,56
0,67
5,37
8,40
10,52
8,51
10,OS
10,64
8,84
8,84
8,96
Nn 0
0,60
0,30
2
2,25
2,00
1,45
2,20
1,95
3,35
4,50
0,50
3,22
2,60
2,75
2,70
2,43
3,90
3,15
K 0
2
0,27
5,95
2,35
2,70
2,45
l , 1~
~,~~
J,~U
J,llL
L,~"J
.),01
0,70
0,87
1 , 11
1 , 15
l ,'OU
1 , 1 ~
Ti0 2
0,72
1,08
1,08
1,04
1,36
1,04
0,96
0,84
1 ,04
0,9.6
1 , 16
1,04
1,00
1,04
1,04
1 , 16
1 ,28
P 0
2 5
0,40
0,25
0,25
0,78
0,19
0,78
0,78
0,64
0,93
0,25
1 , 19
0,54
0,93
0,78
0,93
0,40
0,54
P.F.
1,61
4,17
3,80
1,34
2,06
1,52
1,27
1,46
1 ,43
4,29
3,30
1 ,42
1 , 12
1 ,68
0,80
1 ,14
1,62
,
:
TOTAL
100,03
99,67
99,93
99,43
100,01
100,10
100,13
99,95
99,68
100,06
100,06
99,96
99,S4
100,01
100,04
99,91
99,70

---

METABA5ITE5
,.....
,.....
N
rx 5-21 5-27 Po23 5-119 5-120 5-121 5-124 5-125 5-126 Po44 13/2 11 15/2 40 13/1 15/1 Po16
1
El
SiOZ
54,22
55,62
50,10
47,96
50,16
58,16
48,14
48,50
47,36
49,94
51 ,60
48,62
54,23
56,26
50,48
50,72
AIZ 03
13,38
13,28
13,94
9,50
13,00
11,77
16,31
5,49
11 ,26
6,08
13,77
12,71
11 , 15
14 , 12
13,32
13,56
FeZ 0
6, 12
5,00
3
3,89
6,36
6,81
8,00
6,46
5,22
7,45
4,21
5,33
5,75
6,28
3,34
4,45
4,10
FeO
6,01
6,44
7,69
8,28
4,91
3,89
4,98
9,88
10,26
7,88
S,54
10,49
5,61
3,87
10,22
8,77
MnO
0,18
0,19
0,17
0,16
·0,22
0,15
0,15
0,24
0,26
0,,23
0,17
0,21
0,16
0,11
0,21
0,19
MgO
4,40
4,48
7,04
11,36
9,04
5,36
3,76
12,24
6,40
14,00
4,48
5,52
5,76
4,16
5,28
6,96
1
CaO
5,82
7,16
i
11,42
9,85
7,50
7,84
16,57
12,8'8
13,44
13,78
9,41
9,48
7,84
7,84
9,30
10,30
NOZO
3,00
3,05
2,20
1,75
1,55
2,22
0,30
1,25
9,60
0,50
2,80
3,30
4,67
4,03
3,50
2,58
KZO
2,22
1 ,42
0,44
1,17
2,90
0,27
0,17
0,22
0,27
0,26
1,87
0,40
1,82
2,ll:l
0, '1'1
U, '1'1
TiO
0,96
1,00
Z
0,94
1,00
1,08
0,84
1,04
1,08
0,72
0,76
1 , 12
1,40
1,00
1,02
1 ,22
1 ,04
P 0
1 , 19
0,78
Z 5
0,23
0,45
0,45
0,25
0,40
0,40
0,40
0,28
0,58
0,19
0,16
0,67
0,40
0,50
P.F.
2,74
1 ,71
1,69
1,45
1,92
1,25
1 ,39
2,42
1 ,61
2,11
3,39
1 ,42
1 ,24
1 ,74
1 ,6 1
1 ,39
TOTAL
100,24
100,13
99,75
99,31
99,54
99,98
99,67
99,83
100,03
100,03
100,06
99,49
99,45
99,34
100,43 100,55

---

METABA5ITE5
a:l
r-
N
~
1
5-51
5-54
5-55
5-110
5-122
5-68
5-123
Po-20
5-74
5-80
5-85
1
5-86
5-87
5-90
5-91
5-96
1
El
Si02
53,09
48,49
48,22
52,12
56,16
51,79
50,19
53,36
49,85
47,96
48, ),4
50,16
55,77
54,14
52,12
58,80
1
A1
03
11 , 94
12,50
12,48 1 14,56
13,66
10,06
11 , 19
16,24
10,39
,'9,50
16,31
13,00,
'1.6,11
12,91.
J4,56
14,41
2
7,85
9,16
6,36
6,46
6,81
5,07
5,07
5,66
5,8"f
Fe2 03
4,71
5,50
5,10
5,66
8,77
9,96
5,15
FeO
7,18
8,91
9,31
5,61
0,95
4,28
8,91
3,35
2,97
8,28
4,98
4,91
5,02
5,22
5,61
3,98
MnO
0,21
0,21
0,23
0,16
0,24
0,21
0,27
0,14
0,22
0,16
0,15
0,22
0,19
0,15
0,16
0,13
6,80
11 ,36
3,76
9,04
3,04
3,12
4,48
3,68
MgO
5,36
7,20
7,44
4,48
2,88
5,60
4,64
2,80
CuO
12,32
9,85
16,57
7,50
6,38
8,96
7,72
5,04
10,64
12,44
12,88
7,72
12,09
10,08
8,40
10,42,
Nu
2,30
1,75
0,30
1,55
3,12
2,20
L.,u:>
L.,L.:>
0
2,40
1,60
1 ,01
2,05
1,20
1,80
1 ,67
3,75
2
K 0
1,00
2
1,05
0,17
0,20
1 , 17
0,17
2,9~
1,02
1 ,92
2,95
5,75
2,95
0,85
4,45
0,35
2,05
Ti0
1 , 16
1,36
1, 16
1,20
1,00
1 ,04
1,08
0,90
1 ,14
1 ,16
1 ,04
1, 16
0,84
0,88
1,48
1,20
2
,
P 0
2 S
0,54
0,25
0,22
0,45
0,22
1 , 18
0,36
0,60
1 , 18
0,45
0,40
0,45
0,54
0,92
0,45
0,25
P.F.
1,39
1,43
1 ,34
2,52
1,70
1 ,6 1
2,31
1 ,44
2,67
1 ,47
1',39
1,92
2,70
3,90
2,52
1 ,44
TOTAL
99,87
99,86
99,63
99,44
99,57
99,79
1
99,73
100,51
100,02
99,31
99,67
99,54
99,86
99,65
99,44
99,69

---

METAACIDITE5
0\\
r--
N
~ 532 538 552 553 562 566 570 571 575 576 577 1 578 579 S81 583 S84
1
1
El
Si02
64,58
67,67
65,09
66,12
70,13
71,43
68,59
60,94
513,49
69,58
66,65
67,71
65,93
70,75
63,64
67,82
A1
03
13,76
14 ;02
13,10
12,96
12,59
12,67
13, 15
14,93
13,59
12,86
14,54
14,44
13,78
13,99
16,82
16,70
2
fe2 03
2,77
2, 11
5,49
2,71
3,28
2,62
2,16
4,81
2,02
2,10
2,13
2,24
2,31
2,41
2,81
2,55
FeO
4,32
2,18
1 , 15
3,35
1,87
0,81
1 ,84
4,48
2,41
2,19
1,87
1,76
2,55
1 ,31
2,05
0,88
MnO
0,17
0,12
0,18
0,18
0,09
0,08
0,09
0',23
0,12
0,15
0,16
0,16
0,16
0,20
0,14
0,09
MgO
1, 12
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1 ,92
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2
K 0
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n
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METAACIDITE5
o
CO
N
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1
1
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Po210A
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Po-53
Po-54
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El
5iOZ
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AI Z O}
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1 1 ,69
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FeZ 0
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P.F.
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--

---

METAACIDITES
~
co
N
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589
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5109
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19,31
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-
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4,00
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K 0
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GRANITES HOMOGENES
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N
IX
PO
1
PO-17
PO-27
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Po-32
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!
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73,05
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71,63
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A1 Z 03
11,90
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13,79
13,79
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12,01
12,61
12,53
12,19
13 ,86
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12,17
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1,74
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0,77
0,80
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1 ,12
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1 ,18
l,S
1,79
2.00
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3
FcO
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MnO
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MgO
T
T
T
T
T
0,80
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1 ,46
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Na 0
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3,75
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K 0
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T
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P 0
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T
P.F.
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---

GRANITES HOMOGENES
-
---.-
""co
Po
Po
Po
Po
Po
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2
1
A1 2 03
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~6'04
Fe2 03
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0.9
0,90
0.74
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2,09
0,92
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1,02
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-.-
MnO
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0,0
0.05
0.22
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0.02
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0,05
1
MgO
'1,32\\
1,44
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T
T
T
T
0,16
0.48
0,72
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1
1
CaO
1,01
O. 7(
1, 23
1,12
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1, 34
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\\
2,73;
2,78
1
i
°
1
4,41 1 4,41
Na 2
2.12
4,8
4.35
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3.88
4.87
3.03
7,83
2.81
4.13
3,90
3,24
1
,
,
1
K 2 °
3,7e
4,5
4,70
4.85
4.70
4.70
6' .03
5,30
S,50
4,85
3,57
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2,78
Ti0 2
T
T
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P 0
2 5
O,L
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!
;
P.
F.
O,6 L
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\\.
0,51 1 0,54
1
\\
,
1
- - -
1
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----

---

GRANITES HOMOGENES
.:::t
co
N
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!
El
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A1
03
14,90
14,33
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14 ,21
13,72
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12,30
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14,95
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15,95
13,79
12,28
2
fe2 03
1 ,57
2,5
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1 ,47
1,77
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1,40
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4,39
- - -
NnO
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0,02
0,04
0,05
0,04
0,04
0,03
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MgO
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0,03
T
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T
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P ; 13
CuO
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1 ,7O
.~~20
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4,6
3,18
4,36
1<2°
3,73
3,43
4,74
2,10
5, 11
4,67
3,33
4,92
2,64
4,66
3,43
2,89
3,34 •
3,18
4,80
1 ,82
1 Ti0
0,25
0,31
T
0,08
0,28
0,05
0,17
0,11
0,16
0, 11
0,10
0,19
0,13
0,29
0,32
0,42
2
1
1
1
P 0
0,02
0,07
T
0,02
0,05
T
0,03
T
T
T
0,01
0,02
0,02
0,10
0,17
T
2 S
,
,
" -
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0,61
0,49
0,39
0,57
0,43
0,57
0,44
0,75
1 ,05
0,57
0,79
1 ,93
0,46
0,56
0,84
0,28
-
,
!TOTAL
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99,51
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99,58
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100,41
99,43
100,44
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100,03
100,49
100,46
100,26
100,34
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99,30

---

GRANITES HOMOGENES
L!"'I
co
N
~ Po514 Po146 Po145 Po143 po141 Po142A Po236 Po 71 Po454A Po 87 Po174 !Po134 Po501 Po383 Po455A P0481
El
SiOZ
72,33
74,30
71 ,44
74,48
74,81
7 5,19
75,69
74,89
76,04
74,55
75,84
74,90
72,39
68,67
68,95
70,51
. -
AIZ 03
13,69
13,38
14,46
14,09
13,50
13,6 1
13,34
13,69
13,39
13 , 13
13,57
14 ,21
14 ,79
15,73
17,64
15,99
FeZ 03
2,59
1 , 11
2, 13
1,20
0,88
0,87
0,70
0,89
0,81
1,32
0,89
1 ,37.
1 ,93
2,57
0,62
2,00
HnO
0,04
0,03
0,03
0,04
0,08
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0,03
0,03
0,04
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0,01
0,03
0,03
0,04
0,02
0,04
MgO
0,24
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0,08
0,32
0,13
0',08
0,03
0,25
0,03
0,31
0,29
0,76
T
0,42
CaO
0,28
1 , 1 1
0,65
1 ,45
0,9'1
0,37
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1,06
2,33
1 ,73
2,09
0,79
, -
-ff~20
2,95
3,75
4,02
3,84
4, 12
4,25
3,82
3,'62
3,87
4,14
3,52
4,95
4,41
4,44
5,26
2,24
1<2°
6,02
4,64
4,21
4, ,67
4,8
4,79
4,66
5,69
4.,33
4,53
4,13
0,86
3,88
4,22
6,15
~,20
. -
Ti02
0,33
0,06
0,35
0,06
T
T
0,06
0,07
0,08
0,16
.0,10
0,17
0,34
0,42
0,14
0,23
.
'
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T
0,10
T
0,08
T
T
T
T
T
T
T
T
T
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T
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.
P.F.
0,31
0,65
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-
-
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98,63
99,68
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99,90
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99,70
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99,59
100,11

---

GRANITES HETEROGENES
\\,Q
CJ
N
K
,
1
po429
Po284
Po289
Po247
Po290A
Po244
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Po287A
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Po475' ; Po247
Po470
Po303
Po166
P298A
El
Si02
74,92
77,12
66,94
76,72
70,32
73,05
71,47
74,32
71,97
70,81
71,22
76,74
66,35
71 ,57
73,14
71 ,91
A1
03
14,59
12,51
15,6 1
12,8 1
14,76
14,23
14,01
13,88
13,88
13,73
13,75
12,48
15,02
15,05
14 ,51
14,87
2
1 Fe2 °3
0,83
1,00
4,40
0,94
2,21
1 ,67
2,46
0,96
1,89
2,32
2,38
0,87
4,33
2,31
1 ,34
2,38
,
" -
NnO
0,08
0,02
0,10
0,02
0,03
0,03
0,04
0,05
0,06
0,12
0,11
0,02
0,08
0,05
0,04
0,04
1'1~0
T
0,03
" 0,75
0,38
0,50
0,25
0,55
0,03
0,63
0,47
0,86
0,11
1 ,89
0,42
0,48
0,6
CaO
T
0,29
1,85
0,4
2,34
1,03
1 ,31
0,70
0,83
2,00
1 ,91
0,48
3,27
2,72
1 ,02
2,06
~aZO
4,49
2,51
4,43
2,98
4,15
3,79
3,55
3,97
3,86
4,38
4,28
2,94
3,92
4,39
3,91
4,JE
KZO
3,97
5,78
4,57
5,53
3,5
5,24
5, 14
4,27
5,00
3,69
3,78
5,62
3,56
2;56
5,00
3,26
-----,-
noZ
T
0,04
0,7
0,02
0,19
0,12
0,36
T
0,17
0,27
0,24
.0,16
0,41
0,28
0,13
0,29
; P205
0,29
T
0,22
T
T
T
0,03
T
.T
0,02
0,07
T
0,15
T
0,01
0,03
,
P.F.
0,51
0,63
0,58
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1 , 19
1 ,17
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0,2
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1
1
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i TOTAL
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99,93 100,15
100,20
98,59
100,16
99,33
98,64
98,71
99,00
99,77
99,95
99,75
99,9
100,01
100,02

---

GRANITES HETEROGENES
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co
N
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1
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251
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266
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383
269
162
285
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10
474-A
108
1 372-8 1
73,091
70,4E
69,\\0
66,O~ 73,83 68,67 65,5! 78,4266,94 67,98 69,29 64,23 ~8':~~ 68,88
51°2
67,68
1
14 , 12 12,281
15, 73 1 16, 0 ~ Il,2 91 15, 611 14,45\\
13,86 1 14,791
13,23\\
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A1
° 3 1 14, 03\\
13, 4 51
1 4 , 0 ~ 13, 8 1
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0,03\\1
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1
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1
1, 7(
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0,781
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1,90
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.'4', 371'4'°3
4,05i
4, 43\\
6,72l
3,50 1
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2
0,4C
0,0
0,1
0,02
0,1
0,00
0,07
0,2
0,10
0,22
0,50
0,15 1
0,20
0,07
0,02
5
0,84
0,861
0,46
42
28
58
1 P. F.
1
0.8~ 0.31 0.3~ 0. 1 0.41 0. 1 0. 1 0.31 0.26~1 0.64\\ 0.61 1
1
1
.
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99,54

---

GRANITES HETEROGENES
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co
N
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16,04
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2,21
1,02
3,46
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f>1nO
0,03
2,36
0,04
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MgO
0,51
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CaO
2,27
0,74
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4,41
KZO
3,57
5,52
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TiOZ
0,23
0,21
0,40
0,38
P 0
2 5
0,04
0,42
0,28
0,27
'.
P.f.
0,78
0,73
0,51
0,54
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TOTAL
100,04
99,93
99,60
100,28

---

GRANODIORITES
0\\
co
N
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N°
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Po 36
Po 104 Po131A
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El
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-,
02
Si
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63,33
64,71
64,27
65,37
11
1
~--:
A1
0
2
3
15,26
14,93
14,81
14,84
16,09
15,02
15,68
15,6
15,93
12,52
1
---,---
Fe
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1
2
3
3,7
4,96
3,76
4,95
5,58
5,19
5,62
4,48
4,27
7,66
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-- -_.
MnO
0,07
0,06
0,06
0,08
0,09
0,08
0,08
0,07
0,07
0,09
,
-'1
MgO
0,82
2,02
1,33
1,57
2,21
1 ,91
1,95
1,79
1,36
1,22
1
CaO
2,39
4,31
3,3
3,51
4,67
3,25
3,94
3,78
3,51
3,92
Na
a
3,79
4,19
3,82
3,63
4,06
3,83
3,73
4,00
4,17
3,85
2
\\
. ----
K 2 a
4,05
2,42
3,23
4,03
2,63
3,55
4,05
3,36
3,38
3,50
,--
TiO 2
0,44
0,57
0,51
0,82
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0,60
1,08
,
- - - , ,
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1
P 0
2 5
.,
P.
F.
0,82
1,93
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0,71
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0,77
0,72
1
--
1
TOTAL
99,64 ~9,48
9El,57
99,86
99,71
99,34
100,29
99,21
98,57
100,09
J

---

-
290 -
GRANITOIDES ET METAVOLCANITES
N°
U-J.lg/g
N°
U-J.lg/g
N°
U-J.lg/g
N°
U-}.Jg/g
Po 11
3,60
Po 165
1,29
Po 274
1,32
Po 493
11 , 6
,
17
7,47
" 166
7,
2
" 277
2,55
494
6,31
"
"
26
1,63
"
168
11 , 9
279C
1,34
495
1,35
"
"
"
" 29
1,00
" 169
17, 5
" 284
2,26
" 454A
11,97
" 33
11 ,16
" 170
13,
1
" 287A
3,68
" 455A
1,41
" 33
7,40
" 171
1,41
" 290A
1,39
" 500
2,71
" 35
1,26
" 173
2,59
" 292
1,83
" 501
1,86
" 46
2,70
" 174
9, 5
" 293
1,83
" 514
2,93
47
6,94
176
9,
3
296
1,77
x
x
x
x
x
x
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"
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" 196
1,67
" 298A
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Pn
8
2,63
" 498
1,00
" 199A
5,
2
" 300
1,93
"216
3,51
" 49C
1,27
" 214
7,
1
" 303
1,14
" 22
2,52
" 70A
10,40
" 217
2,21
" 306
1,06
" 25
4,50
" 70C
3, 8
" 220
7,06
" 383
0,51
" 39b
0,40
" 71
15, 2
" 226
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" 396
1 , 11
" 54
2,61 -
" 87
1,81
" 230
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21,
6
" 403
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" 108
2,63
" 236
23,
1
" 1129
7,62
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Côte d'Ivoire.
Happort SOOEt-lI,
n°
202,
G6 p.
ZIINONE
L.
(1960)
-
Le m~nganèse de:; volc~no-sédimentaires
précambriens en Côte d'Ivoire.
R,lpport
SOOEt-lI,
nO
167,
41
p.
ZIINONI~
L.
(1960)
-
Les rnét,lsédirnents gr~phiteux du birrirnien
de Côte d'Ivoire.
VIè Conf.
IIssoc.
Scient.
Ouest africain WIISII.
inédit.

---

StIHJNVld

---

316
Planche 1
Affleurements types de métavolcanites dans le complexe volcanosédimentaire

---

317
1
2
Planche II
1) Gneiss alumineux : aspect microscopique (on remarque la forme ovoïde du plagioclase)
2) Quartzite à magnétite ; réaction au contact de l'amphibole et du pyroxène.

---

318
1
2
Planche III
1)
Métabasite à texture microlitique; outre les microlites, on remarque d 5 plagioclases
de taille variable.
2) Métabasite à texture microlitique avec une tendance andésitique assez nette.

---

319
1
2
Planche IV
1)
Roche ba Ique
m nt ail rée; 188 mlcroJit a onl été
p eudomorpho.'.
2) Amphibollte rubanée
: le
lit
clairs 80n constitué
essentiellement d'épidot s, 1
lits sombres d'amphi bol s et
pldotes.

---

320
1
)Ianche V
1) Métavolcanite acide à texture microlitique avec un fond grenu très marqué; on
observe des nids de quartz (amygdales?)
2) Métavolcanite acide, avec un fond microgrenu et de rares micro/iles; on observe
par ailleurs des fantômes des minéraux et des nids de quartz.

---

,
321
1
2
Planche VI
1)
Métavolcanite acide à texture porphyrique - phénocristaux de feldspaths et de quartz.
2) Quartzite carboné
- En haut, on aperçoit un nid d'éléments carbonés.

---

322
1
2
Planche VII
1) Granite hétérogène - on remarque la corrosion du plagioclase par le quartz.
2)
Granite homogène - la biotite est chagrinée et certains plagioclases séricitisés.

---

323
,-1
Planche VIII
Déformation d'un plagioclase dans une granodiorite - Cet aspect se retrouve dans
tous les granitoïdes.

---

-
324 -
LISTE DES FIGURES, TABLEAUX ET PLANCHES
Pages
Figure 1 - Situation géographique de la région d'Odienné
.
2
2a - Cra tons Africains
.
4
2b - Structure d'ensemble de l'Afrique
.
4
3 - Craton ouest-africain et situation de la Côte
d'Ivoire par rapport à l'ensemble des cratons Afri-
c a ln s
.
6
4 - Craton ouest-africain
.
6
5 - Carte géologique simplifiée de la Côte d'Ivoire
.
14
6 - Esquisse de la carte géologique d'Odienné
.
14bis
7 - Repartition des orthogneiss d'Odienné dans le dia-
gramme Q-A
. . . . . . . . . . . . . . • . . • • . • . . . . . • . . . . • . . • . . • . .
40
8 - Grille de classification des roches ignées dans les
diagrammes Q. B • F.
.
.
41
9 - Repartition des orthogneiss d'Odienné dans les dia-
gramme s Q. B . F.
42
10 - Diagramme A1203-FeO* /FeO* + MgO
45
11a- Métabasites d'Odienné dans le diagramme Na20 + K20 =
f
(~io2)
62
11b- Métabasites d'Odienné dans le diagramme AFM
62
12a- Les métavolcanites acides d'Odienné dans le diagram-
me Na20 + K20 ~.t (Si02)
76
12b- Les Métavoléanites'acides d'Odienné dans lé diagramme
AFM
••••••••••••••••••••••.••••.•••••••••••••••••••
7 6
13 -
Repartition des quartzites associés aux métavol-
nites dans le diagramme de Pettijohn
103
14 - Repartition des quartzites associés aux métavolca-
ni tes dans le diagramme des alcalins
. 103
15 - Situation des métavolcanites dans le diagramme des
alcalins
110
16 - Distribution des métavolcanites d'Odienné dans le
diagramme Na20 + K20 = f. ( Sü)2)
III
17 - Grille de ~lassification des roches ignées dans
le diagramme QF de H de la ROCHE
113
17bis- Distribution des métavolcanites d'Odienné dans le
diagramme Q- F
114
... / ...

---

-
325 -
Pages
18a - Situation des séries évolutives dans le diagramme
R1 R2
de H de la ROCHE et LETERRIER
116
18b- Les métavolcani tes d' Odienné dans le diagramme
R1 R2..
116
19 - Les Métavolcanites d'Odienné dans le diagramme A FM.
118
20 - Comparaison du volcanisme éburnéen d'Odienné avec d'au-
tres volcanismes éburnéens . . . . . • • • • • • • . . . . . . . . . . . . . . . .
121
20 -
Feldspath présentant un bourrelet à inclusions biotiti-
ques
161
21a- Association en épitaxie de la biotite et de la muscovite
et biotite incluse dans la muscovite....................
166
21b- Muscovite avec des encroissances
166
22a,b,c -
Relation entre la perte au feu et Fe03
, Ti02
CaO, Mgo,
Na20 et K20
.
172-173
23 - Grille de classification des roches ignées dans les
diagrammes Q. B. F. de H de la ROCHE
175
24 - Les granitoïdes d'Odienné dans le diagramme chimico-miné-
ralogique de H de la ROCHE
176
25 -
Représentation des granitoïdes d'Odienné dans le triangle
Q3 B3 F3
de H de la ROCHE et al
182
26 -
Les granitoïdes d'Odienné dans le triangle CC.AA.MM de H
de la ROCHE et al
182
27 -
Les granitoïdes d'Odienné dans le triangle S5 AC MM de
H de la ROCHE et al
186
28 -
Repartition des granitoïdes d'Odienné dans le diagramme
OR * - MM *
X de H de la ROCHE et a l . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
186
29a- Les biotites des granitoïdes d'Odienné dans le diagramme
de HEINRICH
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
195
29b- Relation entre R2 + et (R3+ + R4+) dans la couche octaé-
drique des biotites des granitoïdes d'odienné
.
198
30a,b,c -
Relation entre Ba,
Sr,Rb et CaO . . . . . . . . . . . . . . . . . . • .
201-203
31a,b,c,d -
Relation entre Ni, V, Cu, Cr et Fe + Mg + Mg + Ti
205-207
32 - Evolution des teneurs en uranium et thorium au cours du
métamorphisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • .
219
33 - Histogrammes de fréquence des teneurs en uranium dans les
granites d'Odienné
223
34 - Histogrammes de fréquence des teneurs en uranium dans les
métamorphites et des teneurs de thorium dans les granites
228
... / ...

---

•
-
326 -
35 - Corrélation entre l'uranium et le thorium dans les grani-
tes d' Odienné
229
36 - Evolution géochimique de l'uranium total et de l'uranium
fixé,de l'uranium mobile et du thorium au cours de l'altéra-
tion supergène entre le granite sain et ses faciès d'alté-
ration d'après EULRY et VARGAS (1979)
233
37 -
Relation entre l'uranium total et l'uranium fixé dans les
granites d' Odienné.
234
38 - Evolution de la teneur en uranium des granites d'Odienné
dans le diagramme Q3 B3 F3
257
39 - Principe de la représentation graphique d'une roche ou d'un
minéral dans le diagramme Q.B.F de H de la ROCHE
266
40 - Diagramme pour l'étude chimico-minéralogique des roches
ignées de H de la ROCHE
267
41 - Le losange quartz-muscovite-feldspaths-biotite extension du
triangle Q3-B3-F3 de H de la ROCHE et a l . . . . . . . . . . . . . . . . .
270
42 - Le tétraèdre quartz trois feldspaths- trois micas ou
tétraèdre SS-AA-CC-MM de H de la ROCHE et a l . . . . . . . . . . . . .
272
43 - Le triangle trois feldspaths-trois micas, ou triangle
CC-AA-MM de H de la ROCHE et a l . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
273
44 - Le triangle SS-AC-MM, extension du triangle quartz-plagio-
clase-feldspath potassique de H de la ROCHE et a l . . . . . . . .
274
45 - Le diagramme X, OR*-MM* de classification chimique des
granitoïdes de H de la ROCHE et a l . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
275
leau 1
: Division du Précambrien de Côte d'Ivoire et comparaison
avec les diverses parties du monde
la
2 - Compositions minéralogiques comparées de quelques quartzi-
tes à magnétite de MAN et d'Odienné
23
3 - Compositions chimiques moyennes de quelques quartzites à
magnéti te
23
4 - Comparaison entre la composition chimique des quartzites à
magnétite de MAN et d'Odienné
.
5 - Compositions chimiques de quelques roches basiques très
magnésiennes d'Odienné.
46
... / ...

---

-
327 -
6 - Associations minérales des métabasites d'Odienné . . . .
59
7 - Compositions chimiques moyennes des
"roches vertes"
60
8 - Terminologie des albitophyres comparées à celle des faciès
paléovolcaniques et volcaniques actuels............
69
9 - Compositions chimiques de quelques plagioclases des méta-
volcani tes acides
78
10 - Classification des roches pyroclastiques d'après
R. SCHMID (1981)
80
11 - Tableau comparatif des pyroclastites, des tuffites et des
épiclastites
81
12 - Compositions chimiques de quelques pyroclastites d'Odienné
85
13 - Associations minérales des différents faciès de quartzites
due • V • s.
•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••
100
14 - Compositions chimiques des quartzites
101
15 - Analyse chimique d'un schiste carboné
107
17 - Classification de BODIN (1951)
.
130
18 - Classification d'ARNOULD (1961)
.
130
19 - Classification structurale des granitoïdes orogéniques
éburnéens d'après TAGINI (1971)
.
134-135
20 - Terminologie proposée par R. CASANOVA (1973), en comparai-
son avec les désignations locales
.
136
21 - Analyses chimiques des granodiorites d'Odienné
.
142
22 - Compositions chimiques des pegmatites
152
23 - Composition chimique de l'aplite de LENGO et de son encais-
sant
155
24 - Compositions chimiques des affleurements types des granites
homogènes
163
25 - Compositions chimiques moyennes des granitoïdes d'Odienné
174
26 - Compositions chimiques et structurales de quelques plagio-
clases des granitoïdes d'Odienné
190
27 - Compositions chimiques et structurales de quelques felds-
paths potassiques des granites d'Odienné
191
... / ...

---

•
-
328 -
28 - Compositions chimiques et structurales des biotites des grani-
toïdes d' Odienné
194
29 - Variations du Potassium, calcium, baryum,
strontium et rubi-
dium dans les granitoïdes d' Odienné
206
30 - Ordre de cristallisation des minéraux du gabbro de Niamasso
213
31 - Analyse chimique du gabbro de Niamasso
214
32 -
Teneurs moyennes en uranium des roches
218
33 - Paramètres de distribution des teneurs en uranium des granites
homogènes et hétérogènes
224
34 - Paramètres de
distrution des teneurs en uranium dans les
métamorphites
225
35 - Paramètres de distribution des teneurs en thorium dans les
granitoïdes et les métamorphites d'Odienné
230
36 - Comparaison des teneurs en uranium de biotites saines et de
biotites chloritisées.
237
37 - Teneurs moyennes en uranium des granites d'Odienné
239
38 -
Teneurs moyennes en uranium de quelques biotites comparées
aux biotites des granites d' Odienné
240
39 -
Teneurs en uranium et thorium des xénotimes d'Odienné compa-
rées aux teneurs d'autres régions
247
40 - Teneurs moyennes en uranium et thorium de quelques zircons
comparées aux teneurs des zircons d'Odienné
249
41 -
Teneurs en uranium et thorium des principaux minéraux acces-
soires des granites d'après R. COPPENS
253
42 - Activité comparée des minéraux accessoires des granitoïdes
d'Odienné et du granite du Pont-Montvert
254
43 - Concentrations en uranium et thorium dans des séries volca-
nlques
258
44 - Teneurs en uranium des métabasites et métaacidites d'Odienné
comparées aux teneurs en uranium des basaltes et rhyolites du
rift de l'Est A f r i c a i n . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
258
... / ...

---

-
329 -
Planche l
Affleurements types de métavolcanites dans le complexe
volcanosédimentaire
316
Planche II
Echantillons types de formations métamorphiques libé-
riennes - Aspects microscopiques
317
Planche III
Echantillons types de formations métamorphiques birri-
miennes - Aspects microscopiques
318
Planche IV
Echantillons types de formations métamorphiques birri-
miennes - Aspects microscopiques
319
Planche V
Echantillons types de formations métamorphiques birri-
miennes - Aspects microscopiques
320
Planche VI
Echantillons types de formations métamorphiques birri-
miennes - Aspects microscopiques
. . . . . . . . . . • . . . . . . . . . .
321
Planche VII
Echantillons de faciès granitoîdes - Aspects microsco-
plques
322
Planche VIII:
Déformation d'un plagioclase . . . . . . . . . . . . . . . • . • • • • • ~ .•
323

---

Vu et approuvé
Abidjan, le 7 Juin 1988
Le Doyen de la Paculté des
sciences et techniques
abidjan
1
YI .:
1
1.
,..'
J;:..\\
....
.•.. 4·
;
DIOPOH J. KOU
Vu et permis d' :1IIlpr1mer
Abidjan, le 7 Juin 1988
Le recteur de l'Université
Nationale de Côte d'Ivoire
LE
B!X1tJSUR lE t'th1versité
llatima.le de côte d'IVoire
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To~iiW.Y' .. -

---